Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Верхнечетвертичный седиментогенез на шельфе Западно-Арктических морей

ВАК РФ 04.00.10, Геология океанов и морей

Автореферат диссертации по теме "Верхнечетвертичный седиментогенез на шельфе Западно-Арктических морей"

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК Институт океанологии им. П.П.Ширшова

На правах рукописи УДК 551.35:551.462.32(985.15)

Тарасов Геннадий Антипович

ВЕРХНЕЧЕТВЕРТИЧНЫЙ СЕДИМЕНТОГЕНЕЗ НА ШЕЛЬФЕ ЗАПАДНО-АРКТИЧЕСКИХ МОРЕЙ

Специальность 04.00.10 - геология океанов и морей

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Москва 1998

Работа выполнена в Мурманском морском биологическом институте Кольского научного центра РАН

Научный консультант: академик РАН,

доктор географических наук Г.Г.Матишов

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук

Е.Е.Мусатов

доктор географических наук Ю.А.Павлидис

доктор геолого-минералогических наук А.А.Чистяков

Ведущая организация: Геологический институт РАН

(ГИН РАН)

Защита состоится « 16 » ¿(¿¿4Ч/Н 1998 г. в /у час._мин.

на заседании Специализированной ученого совета Д.002.86.01 при Институте океанологии им. П.П.Ширшова РАН по адресу: 117851, Москва, Нахимовский проспект, д.36

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института океанологии им П.П.Ширшова РАН

Автореферат разослан...................................

Ученый секретарь Специализированного Ученого совета, к.г.н

С.Г.Панфилова

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность исследований. Познание четвертичной истории развития шельфа Западно-Арктических морей и палеогеографической реконструкции невозможно без детального изучения разрезов донных отложений и рельефа дна. В геологической истории позднего кайнозоя присходили крупные палеоокеанологические изменения, связанные с колебанием уровня моря и с изменением структуры водных масс, в частности, течений, солености морской воды, миграций полярного фронта, изменчивостью режима ледового покрова, распадом ледникового покрова плейстоценовых оледенений и ростом ледников на арктических островах, т.е. с достаточно значительными изменениями климата. В целом, многие особенности существования морских экосистем контролируются процессами осадкообразования, в свою очередь, являющимися совокупной функцией многих природных процессов. Поэтому восстановление или модельная реконструкция особенностей седиментогенеза, его геологической истории позволяют выявить причины изменения экосистем. С другой стороны, познание современного седиментогенеза на шельфе арктических морей, особенно в связи с интенсивным промышленным освоением разведанных запасов углеводородного сырья, а также с проектированием подводной прокладки нефте- и газотрубопроводов и строительства терминалов приобретает особую значимость. Знание литологии донных отложений на шельфе Арктических морей имеет важное значение при региональных геолого-съемочных и инженерно-геологических работах.

Верхнечетвертичный седиментогенез как приоритетное научное направление входит во многие программы РАН и ФЦП ("Мировой океан", "Минерально-сырьевой потенциал морей России", "Комплексные исследования океанов и морей Арктики и Антарктики", "Глобальные изменения природной среды и климата" и др.) и ряд зарубежных научных программ-проектов (АМАР, IASC, ICARP, QUEEN и др.), так или иначе диктуемых настоятельной необходимостью лучшего понимания природной системы Арктики в прошлом, настоящем и будущем.

Цели и задачи исследования. Основная цель диссертации -выявить закономерности и особенности ледникового и ледниково-морского седиментогенеза в верхнечетвертичной истории осадочного чехла на шельфе Западно-Арктических морей. В соответствии с этой общей целью отдельные исследовательские задачи включали в себя:

1. Исследование вещественного состава, выделение основных типов и выявление пространственного распределения плейстоцен-голоценовых отложений на акваториях Западно-Арктических морей.

2. Выяснение основных закономерностей мобилизации осадочного вещества на водосборных пространствах, его поступление и аккумуляция на шельфе, а также транзита потока осадочного вещества через шельф в абиссальную зону Арктического бассейна.

3. Оценку роли гляциальных и перигляциальных процессов и явлений в формировании осадочного покрова на шельфе и за его пределами.

4. Обоснование ведущей роли высокоплотностных потоков подледниковых талых вод в общем балансе осадочного вещества на шельф в плейстоцене.

5. Реконструкцию палеогеографической обстановки шельфа Западно-Арктических морей (18-20 ООО л.н.).

Защищаемые положения.

1. Во время максимума последнего оледенения на большей части территории шельфа господствовало континентальное оледенение. И лишь только в наиболее глубоководных частях шельфа могло происходить накопление бассейново-подледниковых осадков. В пределах континентального склона формировались мощные толщи подводных конусов выноса, а в прилегающей части океана получило развитие осадконакопление айсбергового типа.

2. Наиболее ярким и широко распространенным образованием, похожим на ледниковые отложения, являются подводные терригенные осадки, образованные за счет сползания грязе-каменного материала при дегляциации ледника последнего оледенения или же при таянии шельфого ледника. Эти насыпи рыхлых толщ ледниково-морского генезиса являются результатом разгрузки на дно оттаявшего моренного материала и выноса терригенного материала подледными потоками талых ледниковых вод.

3. Особенностью ледниково-морского осадконакопления на арктическом шельфе является широкое распространение гравитационных отложений и отложений суспензионных потоков. Тем самым намечается более широкий подход к ледниково-морскому седиментогенезу вообще и выявляется специфика ледниково-морского седиментогенеза на арктическом шельфе.

4. Установлены региональные различия в особенностях ледниково-морского осадконакопления в разных акваториях шельфа Западно-Арктических морей. В частности, в узкой шельфовой зоне Норвегии, а также в мелководных прибрежных районах Баренцева моря, где исследователями установлены в основном моренные отложения для стадии максимума распространения оледенения и маломощные толщи в стадии дегляциации.

5. В послеледниковое время происходило становление современной гидродинамики акватории Западно - Арктических морей и современного

осадконакопления. Значительную роль в Норвежском море и в южной половине Баренцева моря стало играть теплое течение Гольфстрим, с которым связано проникновение в Арктические широты бореальной фауны и установление нормального морского осадконакопления. На севере Баренцева моря особенно активную роль оказало холодное Западно-Шпицбергенское течение, с которым связан вынос огромных массивов пакового льда и с ним же связаны некоторые особенности современного ледового седиментогенеза. В толще послеледниковых отложений устанавливается неодинаковое распространение крупнообломочного материала. Наименьшее количество гравийно-галечного материала морского разноса связывается с климатическим оптимумом. Позднее роль ледового разноса увеличилась, что показывает на общее похолодание климата.

Научная новизна:

- в работе с большей детальностью изучены комплексы донных осадков и дана качественно новая литологическая информация, позволяющая составить достаточно полное научное представление о вещественном составе, строении, типах и закономерностях распределения верхнечетвертичных отложений на шельфе Западно-Арктических морей;

- решена проблема и доказано формирование основных масс верхнечетвертичных ледниково-морских отложений в генетической связи с природными процессами в гляциальной и перигляциальной обстановках;

- существенно уточнена граница последнего оледенения на шельфе Западно-Арктических морей и показано соотношение гляциального и перигляциального седиментогенеза этого времени, а также области распространения вечной мерзлоты на шельфе;

- впервые показаны особенности роли потоков подледниковых талых вод в период дегляциации последнего оледенения в формировании основных масс ледниково-морских отложений на шельфе и за континентальным склоном в абиссали Арктического бассейна;

- показана и обоснована определяющая роль ледового седиментогенеза в высокоширотных областях Арктических морей в формировании современных донных отложений;

- разработано концептуальное положение об использовании данных строения разрезов осадочной толщи для распознавания характера климатических колебаний и экологической обстановки в регионе.

Практическая значимость. Результаты, основные положения диссертации и разработанные приемы по строению и распределению основных типов современных отложений использованы при составлении ОВОС Штокмановского газоконденсатного месторождения; при составлении палеогеографических карт и при проведении геоэкологических прогнозов.

Палеогеографические построения и литологические разрезы имеют важную научную значимость для решения теоретических, прикладных задач литологии, общей теории арктического седиментогенеза, более глубокого понимания процессов морского перигляциала и открывают возможности выяснения палеоэкологической ситуации на шельфе Западно-Арктических морей.

Фактический материал и личный вклад автора. В основу диссертации положены материалы, полученные в Мурманском морском биологическом институте во время многочисленных морских и береговых экспедиций с борта научно-исследовательских судов "Дальние Зеленцы" (рейсы 13, 20, 22, 27, 32, 38, 48, 50, 68, 80), "Помор" (рейсы 49, 54, 57,60), "Вс.Березкин" (рейс 77), "Акад.Голицын" (рейс 80) (более 1000 грунтовых колонок), организованных и проведенных под руководством автора в течение 1982-1995 гг. на шельфе Баренцева, Карского, Норвежского, Гренландского и Северного морей, а также в Северном Ледовитом океане -в составе международной экспедиции на НИЛ "Поларштерн" в 1991 г. В диссертацию вошли результаты обработки материалов, собранных автором на арктических архипелагах: Шпицберген, Земля Франца-Иосифа, Новая Земля, а также береговых исследований Севера Кольского полуострова, Канино-Тиманского берега, о-вов Колгуев и Вайгач, п-ова Ямал. Исследовался керновый материал морского бурения в Баренцевом и Карском морях с борта бурового судна "Бавенит" (ГП АМИГЭ), любезно предоставленный автору Р.Б.Крапивнером, И.И.Гриценко,

В.Н.Бондаревым (10 скважин). Камеральная обработка материалов и литологические построения выполнены лично автором. Для общей характеристики строения верхнечетвертичных отложений привлекались материалы непрерывного сейсмоакустического профилирования, выполненные в ГП АМИГЭ, а также материалы космических и аэрофотосъемок.

Личный вклад автора выразился: в первичном литологическом описании разрезов донных осадков и береговых обнажений в экспедициях; в выполнении большинства гранулометрических, морфометрических, текстурных анализов; в разработке многих положений, в теоретическом обобщении результатов полевых и лабораторно-камеральных исследований, в формулировке и доказательстве всех положений, изложенных в разделе "новизна работы".

Публикации и апробация работы. По теме диссертации опубликовано более 100 работ (48 в соавторстве), из них 23 работы в иностранных изданиях. Основные положения освещены в 4 коллективных монографиях. Основные положения диссертационной работы докладывались на "Всесоюзной (Международной) Школе морской геологии" (Геленджик,1984,1986,1992,1995; Москва,1997), на 1-ой Всесоюзной школе "Стратиграфия и литология мезозойско-кайнозойского

осадочного чехла Мирового океана" (Одесса, 1984), на 2-ой Всесоюзной конференции "Географические проблемы изучения и освоения Арктических морей" (Мурманск, 1986); на Всесоюзной конференции "Биоседиментация в морях и океанах" (Теберда, 1983), на Всесоюзных (Международных) конференциях "Проблемы четвертичной палеоэкологии и палеогеографии морей Северного Ледовитого океана" (Мурманск, 1985, 1987, 1989, 1991, 1994, 1996), на 3-ем Съезде океанологов (Ленинград, 1989), на 4-ой Международной конференции "Проблемы палеоокеанографии" (Германия, Киль, 1992), на 2-ой Международной конференции "Освоение шельфа арктических морей России" (С.Петербург, 1995), на "Полярной сессии Люблинского университета" (Польша, Люблин, 1991, 1993, 1994, 1996, 1997), на Международной конференции "Биологические процессы и эволюция морских экосистем в условиях морского перигляциала" (Мурманск, 1996).

Объем работы. Диссертация состоит из введения, пяти глав, заключения общим объемом 340 маш. страниц, включая 82 рисунка (разрезы, графики, карто-схемы, фотографии), 32 таблиц и списка литературы из 360 наименований, в том числе 109 на иностранных языках.

Работа выполнена в отделе геологии и химии моря Мурманского морского биологического института Кольского научного центра РАН.

Содержание работы

Глава 1. ИСТОРИЯ ИЗУЧЕНИЯ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

В настоящее время отсутствует исчерпывающая информация, каков был дочетвертичный облик материковой суши и островов, какой объем денудационного материала оседал непосредственно в прибрежной зоне, на шельфе и, наконец, проходя через шельф транзитом, на континентальном склоне и в абиссали Норвежско-Гренландского бассейна и Северного Ледовитого океана. Нам также мало известно, как указанные процессы протекали в том или ином временном интервале в плейстоцен-голоцене.

Еще в 18 веке у поморов имелись сведения о донных осадках и местах якорных стоянок, но первые научные морские экспедиции относятся к 19 веку. Они возглавлялись такими известными мореплавателями как в 1821-1824 гг. ФЛитке (1928), в 1878-1880 гг. А.Норденшельдом (Nordensheld, 1921), в 1893-1896 гг. Ф.Нансеном (Nansen, 1904). Первая грунтовая карта на основе площадной сети донного опробования была составлена на рубеже начала нашего века по работам экспедиции в 1898-1906 гг. под руководством Н.П.Книповича (1906). Этим

было положено начало тотальному донному опробованию при проведении океанологических, гидрографических и рыбохозяйственных экспедиций. Из первых работ с достаточно детальным геологическим описанием донных отложений можно отметить работу Л.В.Самойлова и А.Г.Титова (1917).

Период 1870-1910 гг. за рубежом получил название "океанографического золотого века" благодаря результатам научных открытий, сделанных английской экспедицией 1872-1876 гг. на судне "Челленджер", затем норвежскими, бельгийской и австрийской экспедициями. В 1920-1930 гг. грунтовые исследования в Баренцевом и Норвежском морях проводились Ф.Нансеном (Nansen, 1904, 1922) и О.Хольтедалем (Holtedahl, 1920, 1924, 1929), но экспедиционная океанографическая деятельность за рубежом сместилась в основном в сторону освоения глубоководной части океана. Россия же, начиная с образования в 1921 г. Плавучего морского института (ПЛАВМОРНИН), прочно становится лидером в изучении арктических морей, в частности , по объему донного опробования грунтовыми трубками.

Наследниками ПЛАВМОРНИНа и результатов его морских походов на судне "Персей" стали вновь организованные в 30-е годы научные организации: Государственный океанографический институт, Всесоюзный научно-исследовательский институт морского рыбного хозяйства и океанографии (ВНИРО) и Полярный научно-исследовательский институт морского рыбного хозяйства и океанографии (ПИНРО). Здесь долго и плодотворно работали в области изучения рельефа дна и донных отложений Баренцева, Карского и Белого морей Я.В.Самойлов, Т.И.Горшкова, М.В.Кленова, В.П.Зенкович, М.М.Ермолаев, П.С.Виноградова, И.К.Авилов, В.М.Литвин, В.Д.Рвачев и др. Наиболее полно результаты работ этой послереволюционной "первой волны" морских геологов отражены в монографиях М.В.Кленовой "Геология моря" (1948) и "Геология Баренцева моря" (1960).

После определенного спада геологической активности в военные и послевоенные годы она нарастает как бы "второй волной" в недрах сразу нескольких организаций: в ПИНРО, ММБИ КНЦ, НИИГА, ВСЕГЕИ, ИО РАН, ГИН. Развитие мировой геологической науки позволило к 60-70-м годам перейти от чисто литологической стратификации, достаточно завершенной применительно к грунтовым колонкам М.В.Кленовой, к детальному хроностратиграфическому расчленению донных отложений на основе палеомагнитных, радиоизотопных и микропалеонтологических исследований. Трудами Р.М.Хитровой, Н.Н.Куликова (1974), Е.А.Спиридоновой (1980), Е.С.Малясовой (1981а,б), P.M.Лебедевой, Л.М.Ивановой (1989), О.В.Руденко с соавторами (1989), А.Ю.Шараповой (1993) заложены основы современной палиностратиграфии, опирающейся на международную шкалу Блитта-Сернандера. Фораминиферовый анализ,

основы которого применительно к морям Северной Европы были заложены датчанином профессором Фейлинг-Хансеном, а для Баренцева моря З.Г.Щедриной (1958) и Л.А.Дигас (1969), в разные годы проводился по колонкам четвертичных отложений Баренцева моря микрофаунистами И.И.Бурмистровой, С.В.Тамановой, В.Я.Слободиным, Т.С.Троицкой, Г.Н.Недешевой, Л.В.Поляком, О.Ф.Барановской, Л.В.Ивановой, Л.Я.Каган, О.Г.Окуневой, Л.А.Тверской, Т.А.Хусид, И.А.Сахаровой (Погодиной), Н.В.Беляевой, Н.И.Дружининой, С.А.Корсуном.

В 70-80-х годах проводилось особенно много экспедиций в Мировой океан, что позволило рассматривать геологию гляциальных шельфов на широком фоне глобальной океанологии. В результате появились работы с новыми идеями и большим размахом обобщений. Впервые в мировой литературе Г.Г.Матишовым выдвинуто концептуально новое направление - океанический перигляциал (Матишов, 1982а). Появляются новые обобщающие работы Г.Г.Матишова: физиографическая, геоморфологическая и другие карты и публикации по морфоструктуре, морфотектонике гляциальных шельфов Норвежского, Гренландского, Баренцева морей (Матишов, 1977а,б, 1980, 1982а,б, 1984). Выходит монография В.Д.Дибнера (1978) "Морфоструктура шельфа Баренцева моря".

В 80-х годах получило интенсивное развитие изучение донных отложений морей Западной Арктики в производственных организациях Мурманска (МАГЭ, АМИГЭ, КТЭ НПО "Арктикморнефтегазразведка") и других городов. Рядом с признанными лидерами региональной морской геологии - Р.Б.Крапивнером, И.И.Гриценко, В.Е.Мельницким, В.В.Назимовым и Ю.Г.Самойловичем - появляются новые - Н.А.Полякова, В.Н.Бондарев, С.И.Рокос, А.В.Скоробогатько, Д.А.Костин. Во ВНИИОкеангеологии осуществлены методические разработки по ГСШ, проводится обобщение геологических материалов по Баренцево-Карскому региону (работы Б.ГЛопатина, В.И.Гуревича, В.С.Зархидзе, Д.С.Яшина, Л.В.Поляка, Е.Е.Мусатова, Г.И.Иванова). Инженерно-геологические материалы проходят дополнительную научную обработку и обобщаются в Риге во ВНИИМоргео под руководством А.Б.Валпетера и О.Г.Эпштейна. В 1985-1989 гг. во ВСЕГЕИ (М.А.Спиридонов, А.Е.Рыбалко) на отдельных участках Баренцева моря были проведены морские работы по комплексности и применению новых методов превосходящие все остальные.

В 80-е годы, с получением новых научно-исследовательских судов "Дальние Зеленцы" и "Помор", в ММБИ наращивается объем материалов по донному опробованию и поднимается научный уровень их обработки. Одновременно в этих экспедициях принимают участие ученые ГИ КНЦ, ГИН РАН, МГУ, РГУ, ИГ РАН и др. Это сотрудничество положительно сказалось на обработке полученных материалов и их

обобщении. Так, экспедиционные работы мурманских геологов во главе с Ю.А.Лаврушиным привели к созданию детальной литогенетической типизации донных осадков. Ставится под сомнение чисто ледниковое происхождение мореноподобных глин. Если они представляют собой "морену", то, скорее, подводную. Результаты коллективного творчества ММБИ с ведущими организациями нашли отражение во многих книгах (Палеогеография и палеоэкология ..., 1987; Четвертичная палеоэкология и палеогеография северных морей, 1988; Новейшие отложения и палеогеография ..., 1989; Четвертичная палеоэкология ..., 1989; Проблемы кайнозойской палеоэкологии ..., 1992, Биогеоценология гляциальных шельфов Западной Арктики, 1996 и др.).

В 70-ых годах в связи с изучением перспектив нефтегазоносности гляциальных шельфов Норвежского и Баренцева морей появилось огромное количество работ иностранных авторов, посвященных четвертичным отложениям этого региона (Holtedahl et al., 1974; Haldersen, 1974; Wright, 1974; Bjorlykke, Elverhoi, 1975; Edwards, 1975; Bugge et al., 1975; Elverhoi, 1977, 1979, 1984; Elverhoi, Kristoffersen, 1977; Bjorlykke et al., 1978; Strass, 1978; Rokoengen et al., 1979; Kellog, 1980; Holtedahl, Bjerkli, 1982; Elverhoi, Solheim, 1983; Jansen et al., 1983; Vorren et al., 1978, 1983, 1984, 1990; Powell, 1984; Thomsen, Vorren, 1976; Vorren, 1989, 1992 и др.).

В 90-х годах споры гляциалистов с маринистами потеряли былую остроту из-за того, что накопление фактического материала и его всесторонний анализ новейшими методами не оставляли места для крайних гипотез. М.Г.Гросвальд сместил центр последнего оледенения Евразии в район Карского моря в своей новой модели, построенной с помощью компьютера. В начале 90-х годов морские экспедиции, ранее в большей степени распространявшие свою деятельность к западу от Баренцева моря в Северную Атлантику, теперь устремляются на север и восток, а геологическая съемка перемещается в моря Карское и Лаптевых. Детальные работы ориентированы на участки нефтегазовых месторождений и трассы трубопроводов.

В ГП АМИГЭ к началу 90-х годов с использованием буровых судов "Бавенит" и "Кемберлит" были выполнены в Баренцевом и Карском морях сотни скважин с получением полных разрезов четвертичных отложений. Соответственно появились новые данные о мощности, вещественном составе и возрасте новейших отложений. В основу стратиграфического расчленения новейших отложений И.И.Гриценко и Р.Б.Крапивнером (Гриценко, 1986; Крапивнер и др., 1988; Гриценко, Крапивнер, 1989) был положен сейсмостратиграфический подход. Выделенные при этом осадочные (седиментационные) сейсмостратиграфические комплексы увязывались с пятью региональными

циклами относительных изменений уровня Западно-Арктического бассейна.

В 90-е годы к изучению донных отложений российских арктических морей приступают немецкие геологические научно-исследовательские организации ОЕОМА11 (г.Киль) и Институт Альфреда-Вегенера (г.Бремерхафен). В немецко-российских экспедициях на ледоколах "Поларштерн" (рейсы 1991, 1993, 1995 гг.) и "Капитан Драницын" (1995 г.) опробованию донных осадков подвергнуты труднодоступные в ледовом отношении районы Баренцева, Карского морей и моря Лаптевых, где были получены уникальные образцы донных отложений с использованием современных пробоотборников.

В ИОАН, начиная с 1982 г. (рейсы 8, 10, 12, 19 НИС "Профессор Штокман"), ведется изучение взвешенного вещества и донных осадков в Баренцевом и Карском морях с целью определения потока твердого вещества в море (Аксенов и др., 1987 и др.). Получены важные результаты во время экспедиции на НИС "Дмитрий Менделеев" в 1993 г. в Карском море, особенно в маргинальной зоне, в зоне смешения речных и морских вод (Лисицын, Виноградов, 1994). В 1997-1998 гг. проведены высокоширотные экспедиции на НИС "Акад. С.Вавилов" в Баренцевом море (нач. экспедиций- Н.А.Айбулатов и Е.А.Романкевич).

В последние годы интерес к арктическим морям возрастает все больше и больше. Полученные в последние полтора десятилетия геолого-геофизические данные, и не только по шельфам Российской Арктики, но и по другим регионам Северной полярной области Земли, дают основание говорить о том, что намечается качественная переоценка сложившихся традиционных, а во многом и инерционных представлений о геологии и эволюции континентальных окраин Северного Ледовитого океана.

Глава 2. СОСТАВ И СТРОЕНИЕ ВЕРХНЕЧЕТВЕРТИЧНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ НА ШЕЛЬФЕ ЗАПАДНО-АРКТИЧЕСКИХ

МОРЕЙ

Мощности новейших отложений

Установление мощностей чехла рыхлых образований в пределах Западно-Арктических морей стало возможным, благодаря геолого-геофизическим исследованиям в последние 10-15 лет и подтверждению многочисленными данными морского бурения. На основе анализа геолого-геофизических данных (Эпштейн и др., 1983; Матишов, 1984, 1987; Яшин и др.,1985; Крапивнер, Гриценко и др., 1986, 1988; Гриценко, 1987; Скоробогатько, 1987; Аксенов и др., 1987; Батурин, 1987, 1989; Иванова, 1989; Спиридонов и др., 1989; Гуревич, Мусатов, 1986, 1992; Лаврушин и др., 1986, 1991; Павлидис, 1989, 1992; Дунаев и др., 1989; Мельников,

Спесивцев, 1995; Самойлович и др., 1994; НоИес1аЫ, 1964; В1щ§е, 1981; Е1уегЬсп, БоШеип, 1983; БоШенп, Кти^егееп, 1984; Уоггеп й а1., 1988; 2аекЫс12е й а1., 1991; Ро1уак е1 а1., и др.) с учетом материалов автора установленная мощность четвертичных отложений колеблется от первых метров до 200 м..

Максимальных значений мощности четвертичных отложений (до 100-150 м, а локально до 200 м) получены в Печорском море, в палеодолинах Медвежинском, Нордкапском, Зюйдкапском, Оби (Карское море), Гусином прогибе, Южно-Баренцевской впадине, а также на материковом склоне Гренландско-Норвежского бассейна. Увеличение мощности четвертичного чехла на шельфе Норвегии норвежские исследователи связывают с последовательным накоплением ледниковых образований. Так, вблизи мелководья Халтенбанкен (шельф средней Норвегии) при глубине моря 242 м скважина № БЯ 88/30, пройдя 130 м не вскрыла коренные породы. Здесь только первые 50 м разреза составляют моренные образования, затем наблюдается чередование межледниковых и ледниковых горизонтов и разрез прерывается моренными отложениями раннего плейстоцена (НаШс1азоп ег а1., 1991).

Закономерности строения и состава верхнечетвертичных отложений

Верхнечетвертичные отложения представлены преимущественно массивными образованиями - мореноподобными глинами (по автору -ледниково-морские отложения). Разными исследователями они отмечаются как ледниково-морские и ледниковые отложения, мореноподобные суглинки, валунные глины, диамиктон, айсберговые осадки. Они образуют однородную массу, напоминающую морену. По составу, физико-механическим свойствам и по характеру распространения и встречаемости это весьма сложные образования ледникового генезиса. Наиболее представительные колонки получены на поверхности и склонах банок и возвышенностей: Мурманской, Канинской, Гусиной, Надеждинской, Медвежинской, Новоземельском мелководье, на банках шельфа Норвежского моря, на бровке Норвежского желоба Северного моря и на одной станции на шельфе Гренландского моря у Восточной Гренландии (ст.383).

Исследование мореноподобных глин в этих районах показало, что они представлены несортированными, пелитофицированными, бескарбонатными и обогащенными гравийно-галечным материалом отложениями темно-серого цвета. Темно-серый цвет мореноподобных глин является характерной окраской отложений ледниковых областей Северной Европы, Канады, Аляски. В этих отложениях присутствуют все фракции гранулометрического состава: от пелита до крупных обломков пород. Прямые данные о процентном содержании валунов или обломков пород

отсутствуют, так как имеющиеся грунтовые трубки не позволяют отбирать объемные образцы. Однако, присутствие на поверхности дна обломков пород валунной размерности наводит на мысль, что они также встречаются в разрезе толщи верхнечетвертичных отложений. В гранулометрическом составе отложений преобладают фракции пелита и мелкого алеврита. При этом пик фракции падает на пелит (менее 0.001 мм). Он содержится в количестве 30-40%. Несколько меньше концентрация мелкого алеврита (0.05-0.01мм) - 25-35%; гравийно-галечного материала - до 10-20%; в то время как песка - 1-5%. В ряде случаев наблюдается гнездовое обогащение песком или гравием, а также присутствие линзовидных включений крупноалевритовой массы.

Проведенные исследования показывают, что осадконакопление верхнеплейстоценовых отложений происходило совсем в иных условиях, чем в голоцене. Плотность мореноподобных глин довольно высока, почти соответствует плотности алевро-глинистых осадочных пород, залегающих на глубине нескольких сотен метров (в разрезе). Здесь процесс уплотнения сопровождается отжимом из породы свободной и рыхлосвязанной воды в силу механической нагрузки, т.е. гравитационного уплотнения, в то время как уплотнение мореноподобных глин - за счет нагрузки водной толщи и динамического воздействия ледника. Не исключено, что в областях развития наиболее мощных ледниковых покровов ледники оказывали давление на дно до глубины 400 м и более (Elverhoi, Solheim, 1983; Матишов,1984). Наличие глинистого цемента в массе разнозернистого осадка с включением ДКМ придает мореноподобным глинам массивность.

Минералогический состав, на первый взгляд, кажется более постоянным, однако же заметно различие. Высокое содержание (соотношение) кварц/полевого шпата характерно для района побережья Финмаркена (Wright, 1974), т.е. зонам ледниковой денудации Скандинавского оледенения. В западной части Баренцева моря минералогический состав мореноподобных глин всецело связан с породами осадочных образований (Wright, 1974; Bjorlykke, Elverhoi, 1975). В составе осадочного материала на Нордкинском плато, Демидовских банках и Новоземельской возвышенности преобладают обломки местных осадочных пород. Важно отметить присутствие в этих осадках обломков черного сланца, песчаника, которые несут четкие следы ледниковой транспортировки. В основном встречаются серые и темно-серые, бурые и черные песчаники, составляя до 90% петрографического состава обломков пород. Остальную часть обломочного спектра образуют кварциты, кварц\полевошпатовые породы.

На банках северо-восточной части Норвежского моря в петрографическом спектре обломочных включений основную группу (до 40%) составляют кристаллические породы: розовые и серые граниты и кварциты (20%) и метаморфические - хлорит-биотитовые гранито-гнейсы.

Среди осадочных пород присутствуют серые песчаники и метаморфизованные слоистые песчаники. Встречается галька черного песчаника и алевропелита. Гальки кристаллических пород имеют более высокую степень окатанности, чем в отложениях Рыбачьего плато или Мурманской возвышенности, хотя в целом окатаны плохо. В северозападной части Норвежского шельфа отложения, отнесенные нами к ледниковым, представлены темно-серыми плотными грубопесчанистыми глинами с высоким содержанием грубообломочного материала. В петрографическом составе встречены породы, типичные для Норвежского шельфа, - полосатые гранито-гнейсы. В группе осадочных пород присутствуют серые кварцито-песчаники. Окатанность обломочного материала слабая. В целом для большей части обломков характерно присутствие следов ледниковой транспортировки, обозначенных ледниковыми шрамами и штрихами. Надо подчеркнуть, что существенная часть крупнообломочного материала имеет местное происхождение, значительно меньшая - за счет рыхлых продуктов зоны ледниковой денудации.

Особенности строения и вещественного состава плейстоценовых отложений (по данным морского бурения)

В настоящем разделе изложены результаты проведенных автором исследований полных разрезов скважин морского бурения. Отдельные материалы керновых исследований известны по работам Р.Б.Крапивнера и И.И.Гриценко (1986,1987,1988), И.И.Гриценко (1986, 1988,1992), С.В.Онищенко и В.Н.Бондарева (1988), Г.А.Тарасова и др. (Тагаэоу й а1.,1991), С.И.Рокоса и В.А.Люстерника (1992), И.И.Гриценко и В.Н.Бондарева (1994), Ю.Г.Самойловича и др. (1994), Ю.А.Павлидиса (1995), Л.В.Поляка и др. (Ро1уак е1 а1., 1995 ), Мелникова и Спесивцева (1995), Г.А.Тарасова и И.И.Гриценко (1996) и др.

Рассмотрены разрезы скважин, пробуренные в различных морфоструктурах Баренцево-Карского бассейна. При этом подробно изучены гранулометрический, минералогический и химический состав слагающих отложений, а также петрофизические свойства. Скважина 37. Пробурена в фиорде Мурманского берега. Полная мощность рыхлых отложений составляет 21 м. Толща мореноподобных глин занимает интервал 8-21 м.

Скважина 87. Расположена на северном борту Мурманского желоба на глубине 265 м. Разрез скважины имеет 45 м. Мореноподобные глины расположены в интервале 7-35 м.

Скважина 28. Пробурена в западной части Канинского мелководья при глубине моря 91.7 м. Вскрытая мощность керна составляет 32 м. Горизонт мореноподобных глин находится в интервале 9.1-20 м.

Скважина 45. Расположена на восточном склоне Центральной возвышенности на глубине 225 м и в 680 км от побережья Кольского полуострова. Полная мощность четвертичных отложений составляет 29 м, а мореноподобных глин - 24 м (интервал 5-29 м).

Скважина 219. Находится в пределах Центральной возвышенности на

глубине 150 м, к северо-западу от скв.45. Мощность вскрытых скважиной

отложений составляет 19 м, а четвертичная толща - 12.6 м.

Мореноподобные глины занимают интервал 5.7-12.6 м.

Скважина 189. Расположена в пределах южного борта Гусиного желоба

на глубине моря 130 м, т.е. желоба, простирающегося в северо-западном

направлении между Гусиным и Северо-Канинским плато. Скважина

вскрыла четвертичные отложения мощностью 45м, не пройдя их

полностью (интервал мореноподобных глин - 25-45 м)

Скважина 172. Расположена на глубине 144 м на западном склоне южного

о.Новая Земля от берега в 75 км. Скважиной вскрыта рыхлая толща

мощностью 51м, мореноподобные глины прослеживаются с интервала 46

м.

Скважина 161. Находится в центральной части Карского моря на глубине более 100 м. Мощность вскрытых пород составляет 50 м. В разрезе скважины интервал мореноподобных глин находится в пределах 18-46 м.

Из рассмотрения строения и вещественного состава отложений разрезов скважин становится ясно, что в ходе развития арктического шельфа существовали условия, благоприятные для накопления и захоронения относительно мощных толщ мореноподобных глин-суглинков. Рассматривая в целом имеющиеся сведения о вещественном составе распространенных на обширном Баренцевоморском шельфе мореноподобных глин-суглинков, следует отметить, что они обладают такими общими чертами, как цвет, гранулометрический состав, петрофизические свойства, отсутствие сортировки, наличие микрофауны. Общность свойств осадочной толщи указывает на единство процесса седиментации одного порядка. Вероятно, всю мощность данного образования следует рассматривать как формирование высокоплотностного осадочного потока под влиянием мощного определенного экзогенного фактора в плейстоцене. Вместе с тем наблюдаются существенные различия в содержании в пачках мореноподобных глин-суглинков отдельных минералов, микроэлементов, химических показателей. Эти различия в разных скважинах вполне закономерны, ибо петрографический состав денудируемых пород областей мобилизации исходного осадочного материала и вместе с тем распространенные в самом Баренцевоморском шельфе в основании новейших отложений осадочные породы палеозоя и мезозоя в литолого-петрографическом составе не остаются постоянными. В характере образований, слагающих баренцевоморский участок шельфа, заметно

существенное уменьшение размерного состава слагающих частиц. В дальнейшем на континентальном склоне и ,тем более, в океанских глубинах одновозрастные с мореноподобными глинами осадки представлены алеврито-глинистыми разностями. При этом некоторые свойства, например, темно-серый цвет, выдерживаются во всех гипсометрических горизонтах, тогда как мощность пачки отложений уменьшается с продвижением к континентальному склону.

Особенности сейсмостратиграфии плейстоценовых отложений

В результате сейсмостратиграфического анализа материалов непрерывного сейсмоакустического профилирования (НСП) установлено (Гриценко, 1986; Крапивнер и др., 1988), что в четвертичных отложениях Баренцевоморского шельфа выделяются пять осадочных сейсмо-стратиграфических комплексов (ОССК). При этом каждый сейсмо-стратиграфический комплекс представлен согласной последовательностью генетически взаимосвязанных слоев, ограниченных в кровле и подошве несогласиями или эквивалентными им согласными поверхностями (Гриценко, Крапивнер, 1989).

Наиболее широко и повсеместно распространен комплекс, выделенный как третий ОССК (Гриценко, 1986) - горизонт мореноподобных глин-суглинков. Данный горизонт занимает значительную часть разреза четвертичных отложений, а в некоторых скважинах ими представлена полная мощность разреза. На сейсмограммах НСП эти отложения характеризуются слоистым типом записи, иногда без внутренних отражений с четкими границами комплекса сверху и снизу.

Таким образом, имеющиеся сведения об особенностях залегания сейсмостратиграфического комплекса, представленного мореноподобными глинами-суглинками, показывают, что последние присутствуют повсеместно в пределах положительных и отрицательных, наложенных и унаследованных морфоструктур рельефа дна шельфа. В Печорском мелководье они залегают на больших глубинах, а в ряде случаев пачки мореноподобных глин полностью не вскрыты даже 70-100-метровыми скважинами (Онищенко, Бондарев, 1988).

Глава 3. СОВРЕМЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ НА

ШЕЛЬФЕ ЗАПАДНО-АРКТИЧЕСКИХ МОРЕЙ

В данной главе изложены результаты изучения автором современных донных отложений шельфа Западно-Арктических морей. В последнее время появилось значительное количество работ, посвященных современному седиментогенезу полярных морей, но чаще каких-то

отдельных районов шельфа. На основании наших исследований в морских экспедициях, а также данных опубликованных работ рассмотрим отдельные моменты современного седиментогенеза на шельфах Западной Арктики.

Особенности распределения основных типов приповерхностных донных осадков

Баренцево море. На обширной площади относительно равнинного рельефа дна открытого моря залегают темно-зеленые (юг, запад) и коричневые (север) мелкоалевритовые илы мощностью до нескольких метров. В одних случаях осадки стабилизированы пронизывающими их трубками полихет, в других населены подвижными полузарывающимися бентосными организмами, в третьих интенсивно перемешаны илоедами. В гранулометрическом составе преобладает фракция алеврита и пелита. На относительно возвышенных участках дна осадки заметно грубеют, налицо присутствие крупнопесчано-гравийного материала, изредка попадаются обломки пород галечно-валунной размерности. Здесь же наблюдается увеличение концентрации раковинного детрита, а также локально крупных обломков или фрагментов раковин донных организмов. В целом осадки разделяются на два горизонта.

Верхний горизонт представлен светло-коричневым, желтовато-коричневым и темно-зеленым полужидким мелкоалевритовым илом мощностью 1-2, реже 5 см, накопившимся за последние несколько сот лет. Подстилающий следующий слой представлен однородным темно-зеленым или зеленовато-серым алевритовым илом. Отмечается точечное выделение гидротроилита; среди аутогенных минералов в них содержится пирит и глауконит.

На поверхности положительных форм рельефа дна, таких как Мурманская, Канинская, Гусиная банки, Надеждинская и Центральное плато, просматривается песчано-гравийно-галечный чехол, сильно обогащенный крупнообломочным и раковинным материалами. Обломки пород самой разнообразной величины и петрографического состава. Преобладают обломки осадочных пород: песчаников, аргиллитов, алевролитов, реже - метаморфических пород. Песчаные осадки пользуются ограниченным развитием и встречаются в основном в узкой прибрежной зоне. Они покрывают значительные участки дна лишь только в Печорском море. Здесь в гранулометрическом составе преобладает фракция мелкозернистого песка, что указывает на характер накопления современных осадков в активной гидродинамической среде. Как правило, пески хорошо сортированы, а песчаные частицы хорошей окатанности.

Основными процессами, определяющими накопление современных осадков в желобах, являются гравитационное и суспензион-

ное осаждение материала. В пределах желобов мощность осадков уменьшается по их бортам, в ряде случаев относительно крутые стенки лишены осадков. В транспорте и накоплении осадочного рыхлого материала принимают участие практически все виды экзогенных процессов, в том числе и биологические.

Если рассматривать современные осадки Баренцева моря в целом: с учетом площади бассейна, расчлененности рельефа дна, влияния обрамляющей суши и островов, а также океанологических и физико-географических условий региона, то становится очевидным, что современное осадконакопление протекает строго по законам гидродинамики. Наблюдается явный размыв на мелководьях и на возвышенностях и, наоборот, осаждение осадочного материала в депрессиях рельефа дна.

Карское море. Мощность современных осадков достигает до 3-4 м (юго-западная часть, желоб Святой Анны). Четко выделяется верхний слой осадка (до 5 см), представленный жидкими и полужидкими мелкоалеврито-глинистыми илами в глубоководных районах. Преимущественно они имеют коричневатый цвет, особенно северные районы. В прибрежной зоне цвет осадков светло-желтый, желтый, серый. Как правило, здесь в гранулометрическом составе преобладает фракция мелкозернистого песка. Ниже по разрезу располагается горизонт мягкоуплотненных мелкоалевритовых илов с отдельной галькой и гравийным материалом в верхней части. В зависимости от района характер строения донных отложений и состав их заметно меняется.

Внешняя часть шельфа Карского и Баренцева морей (район желоба Святой Анны). В географическом понимании область шельфа севера Баренцево-Карского региона обладает специфическими природными особенностями: нахождением под покровом льда более 10 месяцев в году, близостью расположения современных ледников Земли Франца-Иосифа и Новой Земли, относительно большими глубинами для шельфа, контрастностью рельефа дна, а также наличием протяженных глубоко врезанных желобов. Последние определяют характер распределения водных масс и основных физико-химических компонентов.

Из анализа распределения размерного состава приповерхностного слоя осадков выявляется четкая зависимость гранулометрии от батиметрического положения и геоморфологии дна. Так, песчаные отложения, представленные средне- и мелкозернистыми песками, распространены до глубины 120 м. Характерной особенностью вещественного состава песчаных отложений является постоянное присутствие раковинного материала в количестве до 8%. Пескам свойственна высокая и средняя степень отсортированности. Коэффициент сортировки колеблется в пределах 1.7-3.5. Основным минералом является кварц, количество которого колеблется от 30 до 65%. Незначительно

уступают ему по содержанию полевые шпаты - 34.8%. В целом, преимущественное распространение имеют мелкоалевритовые и глинистые илы зеленовато-желтых, светло-коричневых и коричневых тонов.

В более глубоководной части района распространены тонкозернистые осадки - мелкоалевритовые и алеврито-глинистые илы. Во влажном состоянии осадок имеет полужидкую консистенцию, при высыхании приобретает большую прочность. Цвет донных осадков серовато-зеленый с голубоватым оттенком и с охристо-бурыми пятнистыми включениями. Наблюдаются также светло-коричневые и коричневые разности. Глинистые илы сложены однородной тонкозернистой (гидрослюдисто-хлоритовой или гидрослюдистой) массой с примесью алевритового и мелкопесчаного материала. Обычно они бескарбонатны, содержат незначительное количество органических остатков.

В разрезе донных отложений, вскрытых грунтовыми трубками мощностью до 2 м, наблюдается неоднородное строение осадков. В желобах и депрессиях грунтовая трубка не прошла современные осадки (голоцен). Здесь они представлены однородными мягкими мелкоалеврито-глинистыми осадками без видимого изменения гранулометрического состава. При этом плотность осадка повышается с глубиной, и цвет осадка меняется от светло-коричневых до темно-коричневых оттенков. На подводных склонах архипелагов Земля Франца-Иосифа и Новая Земля и на склонах возвышенностей открытого моря характерны слоистые осадки. Приповерхностный слой (0-3 см) преимущественно коричневый, зеленовато-желтый, мягкий, иногда полужидкий и представлен мелкоалевритовым или алеврито-глинистым уплотненным илом. Переход на нижележащий слой четкий, с уплотнением осадка. Затем идет темно-серый, темно-зеленый маломощный слой (15-40 см) мелкоалевритового ила (иногда глинистого или песчано-алевритового) с большим количеством гравийного материала

Внешняя часть шельфа и материковый склон Баренцева и Норвежского морей. В морфологическом отношении континентальный склон принципиально одинаков. Для него характерны значительные уклоны в верхней части и выполаживающаяся нижняя часть, постепенно переходящая в абиссаль бассейна

В основании склона встречаются локальные повышения дна, которые могут быть интерпретированы как крупные оползневые блоки. С другой стороны, непосредственно на продолжении крупных ложбин Баренцева моря, подобных Медвежинскому желобу, на склоне имеются мощные конусы выноса, которые, как это ясно из гляциологической концепции истории Баренцева моря, должны быть сложены мощной толщей гляциотурбидитных отложений. Если оползневые блоки обычно

имеются и на других континентальных склонах, то грандиозные гляциотурбидитные конусы выноса свойственны лишь континентальным склонам, непосредственно примыкающим к гляциальным шельфам.

Анализ полученных колонок донных отложений верхней части континентального шельфа позволяет сформулировать основные особенности процесса приповерхностного седиментогенеза. Во-первых, в целом осадки характеризуются относительно небольшой плотностью, что позволяет думать о значительных скоростях седиментации. Во-вторых, встречаются колонки, в разрезах которых выделяются горизонты, отличающиеся по плотности, что свидетельствует о неравномерности во времени осадконакопления. В ряде колонок в толще осадков отчетливо видна ритмичность строения толщи в первых 10 см, что говорит о пульсационном типе поступления осадков и о повторяемости основных процессов осадконакопления во времени.

В верхней части континентального склона преимущественное распространение имеют осадки, представленные алевритовыми илами. Однако своеобразие этой зоны осадконакопления состоит в сочетании выпадения несомых течением осадков из взвеси с подводно-гравитационными склоновыми отложениями. В этом отношении одним из наиболее характерных типов отложений являются горизонты алевритовых илов, обогащенных мелкими окатышами несколько более темных и более уплотненных алевритов. Происхождение их в разрезах колонок, очевидно, приходится связывать с возникновением на склоне грязевых потоков (Лаврушин, 1989; Тарасов и др., 1993). В действительности, на участках верхней части крутого склона осадки чрезвычайно насыщены водой, не уплотнены, находятся в неустойчивом состоянии.

Норвежское море. Приповерхностные осадки на шельфе моря представлены светло-коричневыми, коричневыми, серыми и темно-зелеными мелкоалевритовыми, алеврито-песчаными жидкими илами мощностью 2-10 см (верхний горизонт), алеврито-песчаными осадками с обильным содержанием бореальных видов фораминифер. Более грубые осадки обычно встречаются в пределах банок, а в трогах (желобах) распространены илистые осадки. На шельфе Норвежского моря в составе донно-каменного материала (ДКМ) преобладают: 1) щебень, дресва, реже галька и гравий метаморфических пород (гнейсов, различных сланцев, кварцитов); 2) обломки серых, темно-серых слабометаморфизованных песчаников, алевролитов, аргиллитов; 3) граниты; 4) обломки слабосцементированных кварц-полевошпатовых песчаников, алевролитов, кремнистых пород, белой опоки. Этот комплекс формировался за счет двух основных источников: пород, развитых на суше - в Скандинавии (архейско-протерозойских метаморфических толщ), и осадочных пород, развитых на шельфе. В пробах донных отложений, полученных нами на шельфе Западной Норвегии, на Фареро - Исландском пороге в районах,

прилегающих к Фарерским островам в составе ДКМ постоянно присутствует переменное количество обломков измененных базальтов и базальтовых туфов. Кроме того, присутствуют и часто преобладают обломки гранитов, гнейсов, слюдяных сланцев, плотных кварцитов, серых и темно-серых песчаников, алевролитов, аргиллитов, кремнистых пород и др. Состав этого материала формировался, очевидно, как за счет сноса материала с Фарерских берегов, сложенных базальтами и туфами, так и за счет ледового разноса материала из Скандинавии.

В целом, накопление современных осадков Норвежского шельфа связано с началом активизации эрозии Норвежского прибрежного течения в поздне- и послеледниковое время. Их распределение контролируется главным образом придонными течениями; эти осадки представляют собой материалы переработки моренных отложений (Elverhoi, 1979; Vorren et al., 1984).

Таким образом, современные осадки характеризуются непостоянством состава, консистенции, включений, цвета и соответствуют времени установления современного положения уровня моря и современной океанической циркуляции. Для современного осадконакопления в северных морях характерны замедление темпа седиментации и перестройка в системе накопления осадка с явной тенденцией размыва и переотложения. Такая ситуация в истории голоценового развития северных морей способствовала бурному расцвету донной фауны и в дальнейшем накоплению биогенного карбоната.

Строение толщи современных осадков шельфа

По литологическим признакам в составе донных отложений шельфа Западной Арктики отчетливо выделяются два основных хронологических среза, различающихся по цвету, текстурам, особенностям распределения в разрезе и на площади. Донные отложения первого среза (верхнего) представлены тремя горизонтами, а второго (нижнего) - одним горизонтом, соответствующими разным этапам развития бассейнов. При этом первые три горизонта относятся по геохронологической шкале к голоцену, а четвертый - к верхнему плейстоцену.

В зависимости от обстановки осадконакопления и района голоценовые осадки залегают тонким чехлом на верхнеплейстоценовых осадках, а иногда непосредственно на осадочных и коренных породах. Обычно мощность голоцена колеблется от 10 до 70 см. Наблюдается тенденция увеличения ее в пределах отрицательных форм рельефа дна, особенно в желобах. Местами здесь мощность голоцена достигает 3 м и более. По литологическим признакам толщу современных осадков можно разделить на три горизонта: I - верхний, II - средний, III - нижний.

Горизонт I представлен слоем жидкого ила мощностью обычно 1-2, реже -10 см. В нем продолжаются активные окислительно-восстановительные процессы, и илы интенсивно перерабатываются различными донными организмами (илоедами). Горизонт II представлен алеврито-глинистым илом и является логическим продолжением первого горизонта. Переход плавный или же с заметным угасанием, обычно характерно цветовое и плотностное различие. Наблюдается чередование темных и светлых интервалов осадка, которые придают слоистую структуру. Консистенция осадка мягкая, в отдельных случаях мягкая и пластичная, но встречаются и полужидкие разновидности. В гранулометрическом составе преобладают алеврито-пелитовые частицы, встречаются отдельные зерна крупного песка и гравия, редко обломки пород галечного размера и целые створки моллюсков. Осадки довольно влажные (до 50-60%), фильтрационная способность их различна. Осадки горизонта II четко проявляются в депрессиях рельефа дна. Здесь его мощность составляет 1-2 м, а местами несколько больше. Основную массу осадка составляют мелкоалевритовые и глинистые илы, мелкозернистые пески. В разрезах колонок грубозернистый материал наблюдается в виде песчаных линз и карманов. В большом количестве встречаются хитиновые трубки полихет, битые и целые створки раковин моллюсков, фораминиферы и другие органические примеси. Для многих районов характерна биотурбированность осадков; четкими темными лентами выделяется рисунок беспорядочно переплетенных ходов червей. Следует отметить, что в большинстве случаев в разрезе современных осадков отмечается появление точечных выделений гидротроилита, иногда в виде пятен, придающих колонке интенсивно выраженную пятнистую зеленовато-темно-серую окраску. В пределах возвышенностей и на их склонах, в верхней зоне бровки депрессий, где в силу интенсивности придонных течений исключается осаждение тонкозернистых осадков, в разрезах горизонт II не развит или же выпадает. Здесь отмечается отложение песчано-алевритового, песчано-гравийного материала с крупнообломочным материалом и ракушей. Это зона размыва и переотложения позднеледниковых отложений, здесь идет интенсивное осадконакопление как более грубого терригенного, так и биогенного материала. Горизонт II выпадает также в мелководных районах Печорского и Северного морей, где современные осадки представлены мелко- и среднезернистыми песками.

Осадки горизонта III в большинстве случаев представлены темно-серыми жидкими и полужидкими неоднородными глинисто-гравийными разностями, иногда градационной текстурой (Калиненко, 1985; Рыбалко, 1992; Павлидис, 1995). Эти образования напоминают грязевый поток или бетонную массу, содержат в большом количестве глинистые катуны-окатыши. Последние имеют преимущественно овальную форму, редко шаровидную; во влажных колонках легко разламываются, представлены

черными глинистыми сланцами, аргиллитами и несцементированными алеврито-глинистыми стяжениями воздушно-сухого состояния. Во влажных пробах окатыши снаружи покрыты тонкой вязкой глинисто-цементной пленкой.

Отложения приледниковой зоны

Современные ледники и флювиогляциальные потоки Шпицбергена, ЗФИ и Новой Земли в ходе захвата и транспортировки материала из различных пород производят его естественное смешение и в результате этих процессов по существу образуется тот суммарный продукт, который попадает на дно фиорда. Ледники и водные флювиогляциальные потоки являются наиболее мощными поставщиками осадочного материала на дно фиордов и основным источником формирующихся морских толщ. Поэтому нами были тщательно исследованы различного типа морены ледников Ханса и Гэсбринн (З.Шпицберген), а также отложения сложнопостроенной зандровой равнины ледника Гэсбринн.

В приледниковой зоне ледника Гэсбринн среди ледниковых комплексов могут быть выделены, помимо конечных морен, зона гляциодислокаций и сложнопостроенный комплекс зандровых отложений с множеством различных перекрещивающихся плотностных границ. Здесь впервые выделена особая категория рельефа - гляциотектонический рельеф.

Общей чертой всех описанных образований является отсутствие в них скоплений глинистого, песчаного или гравийно-мелкогалечного материала, что, очевидно, связано с выносом этих осадков в другие зоны осадконакопления. В этой зоне выделяются отложения следующих фаций: скопления валунов, в плане имеющие микродельтоподобную форму, образование которых связано с катастрофическими паводками; группа фаций отложений, образованных водно-каменными потоками относительно меньшего масштаба, при прохождении которых практически весь материал остается в селевых каналах или рытвинах; отложения фации волочения, отложения латеральных частей селевого потока, отложения фронтальной части того же потока.

Следующая зона осадконакопления - это зона интенсивно разветвляющихся русел. Центральная их часть обычно сложена крупногалечным материалом. Особенности гранулометрического распределения материала указывают на то, что в этой зоне основным фактором накопления осадков также являлись водно-каменные потоки.

Для рассматриваемой зоны выявляется чрезвычайно высокая динамичность руслообразующих процессов, в ходе которых отмирают старые и возникают новые потоки. На основе изложенного в рассматриваемой зоне осадконакопления можно выделить фации эфемерно

существовавших русел, представленных галечником, отложения фации латеральных частей водно-каменных потоков, валунно-галечные скопления осередков в руслах, образованных фронтальными частями остановившихся селевых потоков, а также валунно-галечные отложения русел, являющихся фацией волочения. Все изложенное относится к центральной части конуса, где располагаются главные и основные водотоки. Латеральная часть центральной части конуса, морфологически сниженная, является областью распространения второстепенных русел, которые активно начинают действовать лишь во время очень значительных паводков. В этих руслах происходит уже накопление песчано-галечных отложений и дифференциация материала по гранулометрическому составу оказывается близкой к аллювиальному типу.

Рассмотренный нами пример строения и формирования зандровых отложений имеет отношение к леднику с признаками четко выраженной деградации. Вместе с тем известно, что на общем фоне отступания ледников Шпицбергена в отдельных из них происходят сердцевого типа подвижки. В этих случаях, очевидно, можно ожидать латерального смещения выделенных зон осадконакопления не только по направлению ледника, но и в противоположную сторону. Естественно, что намеченная общая схема фациальной дифференциации, хотя принципиально не изменяется, тем не менее, может оказаться более сложной.

Формирование современных ледниково-морских осадков

Одна из первых принципиальных схем ледниково-морского осадконакопления применительно к фиордам Шпицбергена была разработана в конце 60-х годов Ю.А.Лаврушиным. Эта схема основана главным образом на изучении береговых разрезов без учета современных процессов осадконакопления, свойственных различным элементам рельефа дна фиордов.

В 1983 году норвежские исследователи установили ряд важных особенностей ледниково-морского осадконакопления на основе проведения акустических работ, изучения водной массы, а также опробования донных отложений (Е1уегЬо1 й а1., 1983). Авторы отмечают достаточно значительное опреснение водной массы фиордов вблизи ледников. Так, например, в Конгфиорде поверхностные воды на глубине 5-10 м имели соленость 31-32 о/оо, в Ван-Майен-фиорде соленость снижалась до 5-20 о/оо. При этом придонная вода имеет соленость 34.6-35 о/оо. Второе важное обстоятельство - обогащение поверхностных вод значительным количеством взвеси: в Конгфиорде вблизи ледника количество взвеси достигало 300-500 мг/л, а вдали лишь 1-5 мг/л. В средней части водной массы взвеси содержалось 25 мг/л, а в ее основании у дна - 25-50 мг/л. Авторами была оценена также скорость ледниково-морского осадконакоп-

ления: в Конгфиорде - 50-100 мм/год, а на выходе из этого фиорда - 0.4 мм/год. В год в фиорд выносится примерно 2-10 т осадков. В Ван-Майенфиорде за 200 лет после дегляциации накопилось 1.5-3.0 м осадков, что позволяет говорить о скорости осадконакопления около 15 мм/год.

Таким образом, вблизи ледников в фиордах поверхностные воды существенно опреснены и содержат чрезвычайно значительное количество взвешенного материала. Однако осаждение этого материала происходит достаточно близко от ледника - на расстоянии первых километров. Следовательно, во внутренних частях фиордов можно выделить зону повышенных скоростей осаждения суспензионного материала, вполне сравнимую с лавинным осадконакоплением.

Ряд исследователей при изучении донных отложений фиордов Шпицбергена выделяют различные типы фациальных обстановок ледниково-морского осадконакопления (Е1уегЬо1 е1 а1., 1983а,Ь; Ко\¥а1е\У51а е1 а1., 1987; вогНсН, 1992). Четко прослеживаются зоны распространения коренных пород, ледниковых отложений, отложения ледникового фронта и ледниково-морских илов. Отложения ледникового фронта, залегающие в небольших депрессиях на поверхности морены или с проксимальной стороны моренных гряд, представлены песчано-гравийными илами, накопление которых связывается с выносом материала потоками талых ледниковых вод.

Тем не менее, до сих пор не ясна фациальная дифференциация так называемых ледниково-морских илов, имеющих широкое распространение не только на Шпицбергене, но и в Баренцевом море, выделенных многими исследователями. Не однозначна трактовка имеющихся в них слойков, обогащенных гидротроилитом. Часть исследователей связывают их с сезонными процессами осадконакопления: одни - с зимним временем, другие - с весенним.

Осадконакопление в фиордах и заливах

Скандинавский берег. Современное осадконакопление в классических глубоководных фиордах Скандинавского берега протекает довольно монотонно. Врезанные в коренные породы норвежские фиорды представляют собой узкие и извилистые морские заливы с крутыми берегами. Многие из них имеют неровный продольный профиль с отчетливо выраженным порогом, расположенным непосредственно на выходе в открытое море. Отдельные фиорды продолжаются через зону прибрежного мелководья, подводная ложбина которых заканчивается в зоне внешнего шельфа.

Практически современные осадки фиордов состоят из материалов переработки ледниковых отложений и тонкозернистых продуктов эрозии

береговых пород. Гранулометрический состав осадков четко определяется степенью связи фиорда с открытым морем. Там, где устьевая зона фиорда полузакрыта порогами, подводным нагромождением моренного материала, небольшими островками, водообмен с морем выражен слабо. Процесс осадконакопления протекает по типу закрытого водоема. Здесь характерны мягкие мелкоалевритовые и глинистые илы со слоистой текстурой, иногда - с сероводородным заражением. В свободно сообщающихся фиордах, куда свободно заходят морские волны, осадки разнотипные, преимущественно песчанистые отложения с раковинной органикой. Лишь во впадинах, а также в верховьях фиордов происходит накопление илисто-глинистых осадков.

Мурманский берег. Основные особенности современного осадкообразования продиктованы геолого-геоморфологическим строением береговой зоны и климатическими характеристиками района. В силу этих обстоятельств основной фон современного седиментологического ряда составляют грубозернистые осадки. Верховья заливов и литорально-верхнесублиторальные зоны повсеместно представлены валунно-галечно-песчаными осадками. Это остаточный материал ледникового сноса последнего оледенения, подвергшийся послеледниковой волновой обработке. Террасированные берега и современная прибойная полоса вдоль заливов повсюду имеют прекрасно уложенную валунную мостовую, сформированную за счет выноса мелкозема (песчано-гравийно-галечного материала) под действием энергетической силы волнений. У отвесных скал развиты подводно-осыпные отложения, представленные нагромождением глыбово-щебнистого материала - продукта физического и морозного выветривания кристаллических пород Мурманского берега. Здесь характерно образование конуса выноса из крупных остроугольных пород разной величины - от щебня до глыб, достигающих в диаметре 3-4 м. Размер обломков пород уменьшается от подножья скалы до основания борта фиордовой депрессии.

Отложения подводного склона характеризуются поясным распределением типов осадков. В большинстве случаев при ровной поверхности склона размеры частиц осадков убывают сверху вниз; пески залегают в верхней части склона. Вместе с песками распространены более грубые осадки: гравийно-галечные, а изредка и мелкие валуны. Локально также присутствуют алевритовые осадки.

Современные мелкоалевритово-глинистые илы распространены в глубоководных желобах или депрессиях фиорда. Песчаные присыпки, единичные гальки, гравийный материал в составе глинистых илов является результатом транспортировки их водорослями, льдом и флотацией. Основной спектр вещественного состава осадков заливов Мурманского берега формируется петрографией пород берега. Действие небольших ручейков, впадающих в заливы, невелико. Локально встречаются участки

иного минерально-геохимического состава, чем основные типы отложений. Это объясняется размывом и переотложением более древних глинистых отложений, обнажения которых прослеживаются локально в береговой полосе.

Неотъемлемой частью донных осадков заливов являются раковинные остатки многочисленных бентосных организмов, иногда составляющих основную часть осадка. Формирование их связано с особыми условиями береговой зоны и, в свою очередь, с высоким биоразнообразием и биопродуктивностью района.

Новая Земля. Основные черты современного осадконакопления определяются всецело активностью выводных ледников (на Северном острове) и действием экзогенных процессов (на Южном острове). Во многих отношениях Северный остров может служить эталоном при изучении мелкоалеврито-глинистых илов ("ледникового молока"), выносимых в фиорды подледниковыми талыми водами.

Современные донные осадки на первый взгляд практически не отличаются от районов открытого моря. Вещественно-структурный состав их одного и того же порядка, а разница лишь в упаковке зерен и темпах накопления осадков. Установлено, что в фиордах и заливах со спокойной гидродинамической обстановкой происходит интенсивное отложение несортированного терригенного материала ближнего транспорта без видимой переработки частиц. Как правило, это продукты разрушения скальных пород береговой зоны современными экзогенными процессами. Особо превалирующее значение имеет вынос осадочного материала ручейками и реками, берущими начало из-под современных выводных ледников в верховьях фиордов. Этот талый водный поток сильно насыщен моренной минеральной взвесью.

В сравнительном аспекте процесс современного осадконакопления в заливах Новой Земли протекает так же, как на Западном Шпицбергене, например, в фиорде Хорнсунн с выводными ледниками (Тарасов и др., 1993).

Земля Франца-Иосифа. Архипелаг Земля Франца-Иосифа с многочисленными глубоководными проливами и заливами по характеру современного седиментогенеза отличается от вышеперечисленных районов. Здесь более суровый климат, очень короткое лето (июль-август) и более "холодные" ледники. Эти признаки с учетом геолого-геоморфологических особенностей архипелага и геоморфологии дна прилегающей акватории шельфа предопределяют основные черты современного осадконакопления и способствуют формированию нетипичных мелкозернистых осадков так же, как и в открытом море. Донные осадки представлены серыми, темно-серыми однородными мелкоалевритовыми илами с обилием примазок гидротроилита. В

гранулометрическом составе наблюдается явное преобладание фракции алеврита (41.8 - 73.6%, в среднем - 50.05%).

Содержание гравийно-галечного материала, представленного неокатанными обломками пород обрамляющей суши и берегов, сравнительно невелико. В отдельных колонках их количество достигает 10%. Они рассеяны более или менее равномерно по длине колонки. Такое распределение гравийно-галечного материала в разрезе донных отложений показывает постоянство рассева их льдом в летний период в результате дрейфа и таяния льдов.

Шпицберген. Донные осадки фиордов Шпицбергена нами изучены на западном берегу Западного Шпицбергена (Тарасов, 1977; Тарасов и др., 1993). В распределении донных отложений в депрессии фиорда наблюдается четко выраженная вертикальная зональность.

Основание депрессии фиорда, глубоководная часть дна и прибрежные зоны открытого моря характеризуются распространением темно-серых и серых мелкоалевритовых илов. В гранулометрическом составе поверхностных осадков преобладают фракции 0.05-0.01 мм и менее 0.01 мм (от 27 до 39%). Песчаная фракция (1-0.1 мм) не превышает 3%, максимально - 5% и представлена преимущественно мелкозернистым песком.

На участках дна, находящихся непосредственно вблизи активных ледников и в кутовой части фиорда, донные отложения однотипны. В разрезе колонок процентное содержание отдельных гранулометрических фракций колеблется в небольших пределах. В целом преобладает глинистая фракция (менее 0.01 мм) с содержанием от 54.9 до 67.8%. Характер строения разрезов осадков указывает на высокую скорость осадконакопления в фиордах и постоянство источника поставки осадочного материала. Основными факторами осадконакопления являются динамика ледника, глубина фиорда, отдаленность от берега, перенос и отложение частиц в гидродинамическом поле, выпадение алеврит-пелитовых частиц из взвеси.

Горизонтальная слоистость, которая наблюдается в колонке, может быть связана с сезонностью образования осадков. Так, в летний период происходит поступление материала как во взвешенном, так и в растворенном состоянии. Основная масса взвешенного материала выносится стоком талых ледниковых вод. Одновременно в летний период попадают в осадки вместе с пелитовыми частицами песок, гравий и обломки пород более крупных размеров.

Особенности ледово-морского седиментогенеза

В осадочном процессе полярного бассейна, находящегося в зоне действия дрейфующих льдов, существенная роль в осадкообразовании

принадлежит ледовому фактору. Наши исследования в высокоширотных районах Баренцева и Карского морей показали широкое распространение "грязных льдов". В результате атмосферного тепла в весенне-летний период льды интенсивно тают, обнажая включения осадочного вещества. На глянцевой поверхности или на боковых стенках дрейфующего льда хорошо просматриваются включения в форме пятен, гнезд и прослоек, представленные скоплением песчано-глинистого материала. Такие "грязные" участки льда под лучами солнца нагреваются сильнее, чем чистый лед, подвергаясь ускоренному таянию. Обычно поверхность льда приобретает ячеистую форму, а местами формируются лункообразные углубления различных размеров, дно которых вымощено тонкозернистым осадочным веществом, а реже - отдельными гальками. Встречаются также слоистые льдинки с четкими горизонтами чистого и "грязного" льда. Несмотря на короткое арктическое лето, в ходе повседневного и постепенного таяния льда, терригенный материал освобождается от ледового "плена" и уходит на дно. Таким образом, на основных трассах дрейфующего льда из года в год сгружается на дно в большом количестве осадочный материал ледового рассева.

Отмечается, что со льдом транспортируется большой объем осадочного вещества самого различного гранулометрического состава, с размерами частиц от пелита до крупных валунов и глыб, достигающих в поперечнике нескольких метров. Хотя механизмы ледового захвата осадочного вещества лучше освещены в литературе (Лисицын, 1958, 1994; Тарасов, 1981,1996; БеЛЬЯ1 е1 а1., 1993 и др.), однако количественные данные и объем осадочного вещества ледового переноса, накапливаемого на дне арктических морей ледовым фактором, малоизвестны. Несомненно, они составляют основную массу донных отложений арктических морей. Например, в разрезе свежеизвлеченных колонок монолита льда южной части Карского моря четко выделяются 2-3 "грязных" горизонта толщиной 3-5 см преимущественно коричневато- желтого цвета, и такой же слой в несколько разрыхленном виде присутствует на нижней поверхности льда.

Просмотр фильтров под микроскопом показал, что содержание примесей осадочного вещества, представленного терригенными частицами и скоплениями диатомовых водорослей, в припае составляет 2,46-4,48 мг/л, а в дрейфующем льду - 3,63-15,26 мг/л. При этом терригенный материал представлен исключительно тонкозернистыми частицами. В гранулометрическом составе преобладает глинистая фракция при содержании до 78%, затем алевриты - до 21%, а пески встречаются отдельными частицами - до 1%. Последние не выходят за рамки мелкозернистого песка. Алевритовые зерна в основном представлены полупрозрачным кварцем (до 60%) довольно хорошей окатанности. Далее в минералогическом составе в порядке убывания следуют полевые шпаты, плагиоклазы, пироксены, роговая обманка, биотит и др. Из органических

остатков присутствуют представители типичной пресноводной микрофлоры, такие как зеленые, сине-зеленые нитчатые водоросли и центрические диатомеи рода Melosira. Встречаются также пеннатные диатомовые, представители микрофитобентоса (Navícula и Pleurosigma) и водоросли-эпифиты (Licniophora и Diplonels). В целом, формирование горизонтов с осадочным веществом связано с периодами установления крайне низких температур воздуха. В холодные периоды происходит интенсивное нарастание льда снизу, препарируя "грязный" слой в своем теле. Одновременно вмерзает взвешенное вещество, находящееся в воде. Таким образом, за зимний период на площади одного квадратного километра ледового поля может аккумулироваться до 100 тонн осадочного вещества.

Очевидно, что осадочный материал ледового транспорта во многих областях арктических морей является преобладающим в современном седиментогенезе, хотя в процессе морского осадкообразования принимают участие многие другие природные агенты. В ледовый комплекс осадочного процесса входит совокупное действие поступления терригенного материала от припая, покровных, паковых льдов, а в районах распространения современных выводных ледников - айсбергов. Ледовый характер накопления донных осадков в арктических морях преобладал в позднем плейстоцене и раннем голоцене в связи с широким распространением плавучих льдов, материковых ледников и морского ледового покрова (Матишов, 1984). Значимость ледово-ледниковой роли в седиментогенезе не везде одинакова и менялась в историческом интервале. Это связано с климатическими колебаниями - чередованием теплых и холодных периодов, которые хорошо прослеживаются в разрезах донных отложений.

Таким образом, на дно арктических морей выпадает непрерывный "дождь" обломков горных пород самых разных размеров, формируя рыхлую толщу. На основных трассах дрейфующего льда наблюдается зональное распределение и аккумуляция осадочного материала. Здесь в разрезах донных отложений запечатлены многие исторические этапы развития северной природы. Наши исследования развивают представления об осадкообразующей роли арктических льдов, показывая на новые стороны крупномасштабного взаимодействия в глобальной системе атмосфера-океан-дно.

Глава 4. ПРОЦЕССЫ СЕДИМЕНТОГЕНЕЗА В УСЛОВИЯХ ПЛЕЙСТОЦЕНОВОГО ПЕРИГЛЯЦИАЛА

О характере плейстоценового оледенения и его дегляциацни

В настоящее время большинство исследователей (Величко, 1979; Спиридонов, 1980; Solheim, Kristoffersen, 1984;Аксенов, Дунаев, Ионин и др.,1987; Biryukov et al., 1988; Тарасов, 1988,1992,1996; Vorren et al., 1988; Лаврушин, 1989; Zarkhidze et al., 1991; Спиридонов и др.,1992; Павлидис, 1992; Лисицын,1994; Мусатов, 1995, 1996) придерживаются модели умеренного растекания материкового льда, дополняя и уточняя реконструкции Г.Г.Матишова.

Анализ имеющегося фактического материала убеждает, что в пределах шельфа Западно-Арктических морей широко развиты комплексы отложений времени деградации последнего материкового оледенения -последнего ледникового максимума (20-18 тыс.лет). Считается, что отложения средне- и раннеплейстоценового возраста снесены последующими ледниками, во всяком случае в северных пространствах шельфа. Фрагментарно они могли сохраниться в депрессиях и врезах рельефа дочетвертичной поверхности.

Сопоставляя разнородный геолого-геофизический материал с данными изучения колонковых и керновых разрезов, определениями абсолютного возраста береговых террас на Шпицбергене, Земле Франца-Иосифа, Новой Земле и Фенноскандии, а также с рельефом дна, нами рисуется следующая картина контуров последнего ледникового максимума в пределах Баренцево-Карского региона. В последний регрессивный этап, с падением уровня моря на 120 м, на севере региона ледниками были охвачены архипелаги Шпицберген и Земля Франца-Иосифа, острова Медвежий и Надежда под единой ледниковой шапкой, центр которой располагался в пределах подводных возвышенностей Надеждинской и Персея, т.е. к востоку от островов Эдж и СевероВосточной Земли. На западе и севере Шпицбергена, а также на севере Земли Франца-Иосифа фронт ледника не выходил за пределы шельфа. Глубоководные грабен-желоба Франц-Виктория и Святая Анна были заполнены ледником. В центре купола ледник имел мощность порядка 2000-2500 м, а в краевых зонах до 500 м. Основными направлениями растекания ледников были южное и юго-восточное, что всецело зависело от атмосферной циркуляции в Арктике в целом и в свою очередь от поступления осадков для питания ледников. При этом в начале позднеледниковья теплые Североатлантические воды проникали через Гренландское море далеко на север, как современное Западно-Шпицбергенское течение Гольфстрим.

Новоземельский ледниковый щит имел значительные площади на Северном острове, хотя по размерам и мощности ледника существенно уступал оледенению севера Баренцева моря. Ледник больше всего растекался на запад, но не более чем на 100-120 км от архипелага. На востоке Новой Земли ледники спускались до восточного борта Восточно-Новоземельского желоба. Следует отметить, что более приемлемая рекон-

струкция Новоземельского ледникового покрова приведена в работах Г.Г.Матишова (1984), В.Ю.Бирюкова и др. (Внуикоу е1 а1., 1988), Ю.А.Лаврушина (1989), Ю.А.Павлидиса и др. (1990), Ю.А.Павлидиса (1992), хотя морфологические параметры его, вероятнее всего, были завышены. Об этом свидетельствует распространение на незначительное расстояние от берега конечных морен новоземельского ледникового покрова (Спиридонов и др., 1986; Лаврушин, 1989; Павлидис, 1992 и др.).

Фенноскандинавский ледниковый покров в позднеплейстоценовое время (максимум последнего оледенения) нами принимается в реконструкциях Хольтедалья (1964); Асеева (1974); Величко (1979) и др. Мощность Скандинавского покровного ледника во время максимума последнего оледенения оценивается от 2650 до 3750 м, в среднем около 3000 м, с убыванием в восточном направлении. Самые незначительные и малоактивные ледниковые лопасти находились в восточной части Кольского полуострова. Они спускались в Баренцево море не далее чем на 50-100 км, тогда как край ледника Скандинавского ледникового покрова на шельфе Норвежского моря доходил до верхней бровки континентального склона.

Из сопоставления литературных данных с фактическим материалом по донным осадкам и сейсмостратиграфии вытекает следующее положение. В максимум последнего оледенения ледники Баренцевоморского региона расширялись в южном направлении. Свободный от ледников морской коридор проходил вдоль Скандинавского берега, по которому атлантические воды проникали в северо-восточные районы Баренцева моря - в Центральную впадину, которая не была занята ледниками. Приток атлантических вод не прекращался, но был слабее, чем в современное время.

В целом, как в плейстоцене, в особенности в максимум последнего оледенения, так и в голоцене эволюционное формирование ледников на шельфе Западно-Арктических морей происходило в сложной системе океан-атмосфера-ледники, и в свою очередь, изменение одного из компонентов этой системы было продиктовано неотектонической активностью Арктического бассейна в позднем кайнозое.

Современное представление о морской перигляциальной обстановке

Впервые в научной литературе термин морской и океанический перигляциал был предложен Г.Г.Матишовым (1982,1984) для характеристики природы перигяциальной периферии океанов и морей. По данному автору под морским перигляциалом подразумеваются явления и процессы, протекавшие на континентальном шельфе за пределами покровных оледенений, но под их прямым воздействием. При этом влияние плейстоценовых ледников было велико и за пределами шельфа. Многие

экзогенные перигляциальные процессы распространялись на континентальный склон и на абиссальные равнины.

Следовательно, вслед за Г.Г.Матишовым, мы связываем с понятием морского и океанического перигляциала седиментацию осадков подледниковыми потоками талых вод, айсберговую аккумуляцию разнозернистого осадочного материала, ледниково-морской

седиментогенез, ледниково-мутьевые потоки и отложения на абиссали, эрозионные и аккумулятивные формы рельефа дна и другие процессы и явления.

Подводная вечная мерзлота: распространение, деградация

В плейстоцене одновременно с формированием крупных ледниковых куполов, особенно в максимум регрессии, за пределами и вдоль периферии покровных ледников создавались суровые условия, где получила свое развитие вечная мерзлота. Эта перигляциально-мерзлотная зона, со свойственными образованиями и формами, довольно широко развита в приарктическом поясе Земли. В пределах Российской Арктики она простирается обширной полосой вдоль арктических морей. Однако, проблеме состояния подводной вечной мерзлоты исследователями уделялось мало внимания. Первые сведения о подводной мерзлоте на шельфе арктических морей были получены при проведении опробования донных осадков и морских геотермических работ (Арэ, 1976, 1980; Попов, 19; Суетнов, 1985; Тарасов, Любцов,1987; Тарасов и др.,1989 и др.).

Измерения температурных показателей донных отложений нами были выполнены в рейсах на НИС "Дальние Зеленцы" в 1984-1986 годах в Баренцевом, Норвежском, Гренландском и Северном морях. Анализ остаточной температуры в колонках донных отложений позволяет предполагать наличие мерзлых толщ осадков, погребенных под современными. Следует отметить, что распределение температурных показателей по площади акватории и по разрезу донных отложений достаточно закономерно. Общая тенденция в изменении площадных характеристик - это похолодание от тепловодной области Гольфстрима к холодноводной области центральной части Баренцева моря. Зона отрицательных температур поверхностного слоя осадков приурочена к области застойных холодных вод Центральной впадины. Именно в пределах этой области найдены прослои мерзлых пород в разрезе донных осадков.

В последние годы выявлены как на локальных участках, так и на площадном расположении мерзлые толщи осадков в Баренцевом, Печорском и Карском морях при проведении морских инженерно-геологических бурений в ГП АМИГЭ (Сгксепко,Вопс1агеу, 1995; Бондарев и др., 1996). Это преимущественно льдистые многолетнемерзлые грунты,

входящие в нижне-, средне- и верхнеплейстоценовые комплексы осадочной толщи. В разрезе голоцен-плейстоценовых осадков кровля мерзлых толщ залегает в интервале от 8-12 до 20-30 м при изменяющейся мощности от 10-12 до 30-40 м, максимально - свыше 100 м (Бондарев и др., 1996). При этом глубина моря сплошного развития льдистых пород оконтуривается 100- метровой изобатой.

Из анализа имеющихся данных выявляется закономерность, что вечная мерзлота прибрежно-береговой суши переходит в мелководную зону шельфа постепенно, убывая в мощности. При этом, с удалением от берега в море увеличивается толщина слоя донных отложений, перекрывающих мерзлоту. Тем самым кровля мерзлых пород с уклоном уходит в глубь пачки морских осадков. Поведение нижней кромки вечной мерзлоты несколько иное, она стремится на "дневную поверхность", практически соединяясь с кровлей на большом удалении от берега.

Подобная картина выклинивания тела мерзлотной пачки отложений в морских условиях явно свидетельствует о деградации вечной мерзлоты. Во-первых, сокращение сверху связано с отепляющим влиянием водной толщи, действие которой измеряется несколькими тысячами лет -голоценовой трансгрессией. Надо полагать, что вечная мерзлота на шельфе получила развитие в позднеплейстоценовую регрессию моря, когда вся шельфовая равнина была осушена до 120-150 м. Практически площади дна Карского и Печорского морей, представляя собой сушу, находясь в зоне перигляциала, промерзли до глубины нескольких сот метров, не подвергаясь оледенению. Во-вторых, сокращение вечной мерзлоты с глубиной возможно за счет теплового потока из недр Земли, субмаринной разгрузки подземных вод и др. В подводной вечной мерзлоте могут быть встречены участки-талики, например, в местах субмаринной разгрузки подземных вод, а также в зонах простирания линий глубинных разломов земной коры.

Потоки талых подледниковых вод: каналы стока, конусы выноса, абиссальные каналы

При переходе от ледниковья к межледниковью в результате глобального потепления климата вся обширная перигляциальная зона подверглась усиленному преобразованию. Здесь основная и определяющая роль в морфо- и литогенезе отводится талым подледниковым водам. Вынос осадочного вещества подледниковыми талыми водами. Роль потока талых вод возрастала особенно в периоды интенсивного таяния (сокращения) ледника. Потоками талых вод выносился из-под ледника и перераспределялся в перигляциальной зоне основной ледниковый осадочный материал. Считается (Jeff, Ian, 1993), что 40-50 % твердого

терригенного материала ледников сгружается в ходе дегляциации в виде различных ледниковых комплексов (конечных морен, озов, грядовых структур и других образований), а большая часть (50-60%) осадочного материала удаляется и выносится стоком подледниковых талых вод. Находясь под большим гидростатическим давлением, обусловленным внушительной толщей (мощностью) самого ледника, потоки подледниковых талых вод, размывая подледное ложе, создавали систему каналов и русел стока. Сам поток, постоянно пополняемый талыми водами и минеральными частицами, на выходе из-под ледника обладал исключительной мощью, скоростью и являлся высокоплотностным "раствором" с большим содержанием терригенного осадочного материала. Поток имел исключительной силы эффект, когда к нему примыкали струи воды прорыва подледниковых озер, как результат катастрофического подледникового паводка.

Наши исследования, проведенные в фиордах Шпицбергена, Земли Франца-Иосифа, Новой Земли в 1990-1995 годах (Тарасов и др.,1993, 1996; ТагаБОУ, 1994, 1995) показали, что в летний период в результате абляции выводных ледников формируются потоки талых вод на поверхности ледника, которые в виде мелких стоков и ручейков стека ют по трещинам, колодцам, мельницам и гляциокарстовым полостям в глубь ледников. У основания ледника в депрессиях ложа поверхностные воды соединяются с подледным стоком и собираются в подледных озерах. Плотинами озер часто служат конечные морены или другие ледниковые образования. При прорыве их вырывается в пределы фиордов исключительно большой объем пресной воды. Обычным является соединение внутри и у основания ледника многочисленных ручейков в один ствол с бурным потоком. Шум и грохот этих потоков хорошо слышен практически на многих активных ледниках Шпицбергена и Новой Земли. В результате под ледниками формируются туннели, и по ним вырываются наружу бурные водные потоки. Так, в летние месяцы в период интенсивной абляции ледников наблюдается активный вынос в море огромного объема тонкозернистого осадочного материала. По объему и масштабу такие потоки можно сравнить лишь с предгорными водными артериями или же горными паводковыми потоками.

Каналы стока, подводные долины и врезы. Основные магистрали речных систем были заложены в дочетвертичной поверхности Западно-Арктических материковых окраин в субаэральной обстановке. Впоследствии, в каждый регрессивный этап неотектонического развития, происходила переориентировка их и выработка профилей долин. Многие исследователи придают гляциальной денудации основное значение в создании крупных долин гляциальных шельфов (Матишов,1994). Интенсивность воздействия ледника на подледное ложе связана с вязко-пластическим течением, глыбовым скольжением по ложу, скольжением

серии пластин льда по плоскостям внутренних сколов. При этом считается, что ледники, обладающие глыбовым скольжением, обычно являются более сильным рельефообразующим фактором, чем текущие вязкопластичным способом. Таким образом, в . выработке долин отмечается определяющая роль экзарационной деятельности ледников. Поэтому в эпохи регрессий на шельфе возрождалась речная палеосеть с абсолютными отметками тальвегов до нескольких сот метров, питаемая многочисленными покровными ледниками.

Нами прослежены врезы как в коренных (от верхнемеловых до протерозойских), так и в четвертичных толщах. Подводные долины в коренных породах заполнены доплейстоценовыми отложениями. На Мурманской возвышенности вскрываются палеоврезы, углубляющиеся в мезозойские породы на десятки метров. Ширина их от нескольких сотен метров до 3-5 км, протяженность - от первых до сотен километров, а глубина тальвегов - до 150 м. Преобладают палеодолины тектонически обусловленные. Сохранились от размыва наиболее глубокие долины с абсолютными отметками тальвегов 230-280 м. Они отмечаются на Северо-и Южно-Канинском плато, Гусином желобе, а также в зоне сочленения с Центральной впадиной, врезанные в отложения нижнего мела.

В результате анализа многочисленных источников по геоморфологии дна арктических морей, разрезам донных отложений, современным процессам областей ледниково-морского седиментогенеза и сейсмопрофилям, нам представляется, что в ледниковые периоды в формировании подводных долин (врезов) на арктических шельфах основную роль играли потоки талых ледниковых вод. Именно эти потоки, размывая подледное ложе, вырабатывали основные русла, перенося основной осадочный материал из областей шельфа в абиссальные зоны.

Формирование конусов выноса на континентальном склоне. В ледниковых и перигляциальных обстановках плейстоцена наблюдался основной снос осадочного материала из областей развития покровных ледников в более погруженные зоны крупных депрессий рельефа на шельфе, а избыточного материала - по краевым грабен-желобам (Виктория, Святая Анна, Британский канал, Франц Виктория, Медвежинский,3юйдкапский, Нордкапский) на континентальный склон Арктического и Норвежско-Гренландского бассейнов. Предполагается, что в позднекайнозойскую историю развития арктических материковых окраин основная масса, поступаемая из континента, все же проходила транзитом через шельф. В каждый крупный седиментологический цикл, например, ледниковый, осадочный материал шельфа, аккумулированный в предыдущий этап, практически уничтожался и, соответственно, перемещался в абиссальные зоны, формируя на континентальном склоне крупные осадочные тела. Крупные конусы - выноса приурочены к

Медвежинскому и Зюйдкапскому желобам, краевым желобам Святой Анны, Франца-Виктория и Воронина.

Глава 5. ОСОБЕННОСТИ ВЕРХНЕЧЕТВЕРТИЧНОГО ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ И ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ РАЗВИТИЕ ЗАПАДНО-АРКТИЧЕСКИХ ШЕЛЬФОВ

Расположение ледниковых куполов последнего оледенения

Обращаясь в общих чертах к "великим" оледенениям на Европейском Севере, отметим, что типично гляциальный Баренцевоморский шельф был не один раз ареной действий ледников, которые стекали с окружающих материков (Матишов, 1984,1987). Вероятно, в максимум последнего оледенения (18-20 тыс.лет назад) большая часть шельфа покрывалась материковым льдом толщиной до 300-700 м. Соседние ледниковые потоки могли смыкаться своими плавучими шельфовыми ледниками во многих районах Баренцева моря. Здесь же могли существовать морские акватории с дрейфующими айсбергами и паковыми льдами.

Фенноскандинавский ледниковый купол. Наиболее хорошо изученный ледниковый покров последнего оледенения покрывал всю Скандинавию и Кольский полуостров. Ледниковый массив мощностью в центре до 3500 м, имея асимметричное строение (пологий склон южный и крутой - северный), растекался далеко на юг за пределы Балтийского моря, а на севере, сползая по дну, перекрывал лишь шельф Норвегии. Фронт ледника проходил по бровке шельфа, а в пределах континентального склона отдельные языки выводных ледников переходили в плавучее состояние как типичные шельфовые ледники. В пределах Норвежского шельфа ледник лежал на дне, а высота фронта ледника составляла 400-600 м.

Существенное влияние на шельф Баренцева моря оказывал ледниковый покров с центром в районе о.Надежды, который занимал пространства в пределах архипелагов Шпицберген и Земля Франца-Иосифа, банок Медвежинско-Шпицбергенской, Надеждинской, Персея, а также прилегающие территории шельфа. Материалы сейсмопрофилирования и картирование конечно-моренных гряд и других моренных образований дают основание отметить, что южная кромка этого Шпицбергенско - Земли Франца-Иосифского ледникового щита ("арктический ледниковый покров" по Ю.А.Лаврушину, 1989) прослеживался по северному борту Медвежинского желоба, далее на восток - по северо-западному склону Центральной возвышенности и затем следует в северо-восточном направлении до желоба Святой Анны. Здесь ледник занимал практи-

чески весь западный борт желоба. К северу Земли Франца-Иосифа и Шпицбергена ледник доходил до континентального склона, занимая узкую полосу шельфа. Такая же картина отмечалась и на западном шельфе Шпицбергена.

Анализ имеющихся материалов свидетельствует, что рассматриваемый ледниковый щит так же, как и Фенноскандинавский имел асимметричное строение при направленном утоньшении ледника на юге и юго-востоке. Самыми активными были выводные ледники, которые в глубоководных частях шельфа (Медвежинский желоб, Центральная впадина, желоба Франц-Виктории и Святой Анны) переходили в шельфовые ледники. Основные питающие провинции располагались на участках между банками Медвежинско-Шпицбергенской и Центральной, между Персея и Центральной, а также в краевых желобах и фиордах. Шельфовые ледники данного ледникового покрова соединялись на севере с Новоземельским покровом, а на юге и западе имели довольно значительную ширину.

Новоземельский ледниковый покров. Он также имел асимметричное строение, преимущественно растекался на запад и юго-запад. Мощность ледника в центре не превышала 1000 м (северный остров). Край ледника на западе проходил по восточному борту Центральной впадины, а на юго-западе маломощный ледник покрывал Гусиную, Северо- и Южно-Канинские банки. Определение положения границ распространения новоземельского оледенения на Карское море основано на находке маломощных моренных гряд на относительно пологом восточном борту Восточно-Новоземельского желоба. Южная граница ледника не выходила за пределы юга Южного острова.

Осадконакопление на шельфе во время последнего оледенения (ледниково-шельфовый седиментогенез)

В эволюции бассейна осадконакопления выделяется несколько этапов. Первый из них - собственно ледниковое время, когда еще продолжается нарастание льда «холодного ледника» в обстановке низкой температуры и большого количества атмосферных осадков. Как известно, оно характеризовалось распространением ледниковых покровов на часть шельфового бассейна, находясь в непосредственном контакте с поверхностью рельефа дна. Чаще всего при этом происходит удаление ранее отложенных рыхлых отложений. С замедлением роста и с потерей скорости наступления ледников получает начало медленное подледниковое отложение маломощной толщи типичной морены, как правило преимущественно глинистого матрикса (обычное моренонакопление, а в близи края ледникового фронта конечно-моренные гряды).

Представляется, что в условиях, когда край ледникового покрова или ледниковой лопасти стабилизировались на бровке шельфа или внутри шельфового бассейна, то шельфовое ледниковое осадконакопление протекало по иной схеме. В этих условиях внутри шельфового бассейна, например, в пределах Центральной впадины Баренцева моря и в Медвежинском желобе, при отсутствии циркуляции водного слоя и крайне слабого водообмена происходило накопление тонких глин.

В разрезах скважин они представлены высокодисперсными и весьма пластичными глинами со слабой тонкой ритмичной слоистостью. Здесь глинистые частицы составляют до 50-95%, алевритовая фракция - 5-30%, а песчаные частицы не превышают 10-20%. В составе песчано-алевритовой фракции преобладает кварц (60-75%) и полевые шпаты (20-30%).

Осадконакопление на шельфе в период деградации ледника, при переходе от ледниковья к межледниковые

В период деградации ледников последнего оледенения около половины площадей открытых океанов занимали плавучие льды, включая айсберги, шельфовые, паковые и припайные льды. В это же время важнейшим природным фактором был огромный водно-ледниковый сток, который направлялся от периферии древних ледниковых покровов на шельфе в абиссальные области дна океанов.

На тех участках ледникового покрова, где имелись мощные водно-ледниковые потоки, впадающие в бассейн, происходило накопление гляциотурбидитовых отложений. С этими потоками в бассейн помимо огромного количества не только влекомого, но и взвешенного материала, попадали пресные воды. Поскольку гляциотурбидитовые отложения распространены как на банках, так и в депрессиях, поступление громадных количеств пресной воды происходило практически на всех уровнях водной толщи разреза. Поэтому можно допустить, что водоем этого времени отличался значительной мутностью, опресненностью. Не исключено, что в восточных частях он приближался, возможно, по существу к пресноводному.

Общие черты динамики и дегляциации последнего оледенения в Арктических регионах хорошо представлены в работах Г.Г.Матишова (1982, 1984, 1987). После распада и таяния ледников в условиях дегляциации получили развитие такие ледниковые образования, как моренные гряды, моренные равнины с холмисто-западинным рельефом, водно-ледниковые отложения и другие разновидности аккумуляции материала подледными потоками талых вод по системам каналов стока.

Нам представляется, что на шельфе северных морей формирование ледниково-морских осадков связано с процессами разрастания и сокращения ледниковых покровов последнего оледенения. По-видимому,

процесс таяния льдов протекал довольно интенсивно, к тому же в условиях низкого стояния уровня моря. Этот период отмечается высокими скоростями осадконакопления, обусловленными потоками талой воды с континентальных и островных ледниковых покровов. С вторжением атлантических вод в западную часть Норвежского моря на рубеже 13-11 тыс.лет назад (Уоггеп е! а1., 1978) и восточную часть Норвежского моря 1110 тыслет назад, а затем в Баренцево море 10-9 тыс.лет назад (Матишов, 1984) прекратилось накопление ледниково-морских отложений.

Послеледниковый (голоценовый) седиментогенез

Приведенные материалы по общему строению толщи приповерхностных отложений Баренцева моря позволяют наметить более детальную схему эволюции бассейна осадконакопления в поздне- и послеледниковое время, что имеет первостепенное значение для создания соответствующих моделей морского седиментогенеза. В конце дегляциации, фиордовую стадию оледенения по Г.Г.Матишову (1984), бассейн Баренцева моря также отличался значительной мутностью за счет выносимого громадного количества ледниковой мути. Климатическая обстановка отличалась значительной суровостью, в результате предполагается в это время наличие сплошного покрова морского льда. Послеледниковый этап развития бассейна, судя по многочисленным материалам, характеризуется нормальными морскими условиями. В средний этап в климатическом отношении обстановка настолько изменилась, что позволила высказать предположение о почти полном отсутствии морского льда в это время (чрезвычайно малое содержание ДКМ, сосредоточение в осадках относительно большого количества органического материала).

В заключительный этап в водоеме продолжалось алевритовое осадконакопление, палеоэкологическая обстановка способствовала развитию и распространению богатого органического мира донных организмов, на отмелях возникали биогенные карбонатные накопления, роль плавучего морского льда оставалась незначительной. Относительно меньшее количество в осадках аутигенных образований гидротроилита и пирита позволяет допускать более активное перемешивание вод .

Наконец, последний этап эволюции осадочного бассейна связан с формированием современного водного бассейна с его сложной системой течений. Начало его пока не поддается надежной датировке, однако, судя по данным других исследователей, оно может быть датировано какой-то частью суббореального времени.

ОСНОВНЫЕ ВЫВОДЫ

1. Верхнечетвертичные отложения шельфа периода максимума последнего оледенения, изученные по кернам морского бурения и сейсмопрофилям, подразделяются на типично ледниковые (конечно-моренные) и бассейново-глинистые, указывая, соответственно, на процессы осадконакопления в условиях выдвижения ледниковых языков на шельф и контакт фронта ледника с дном. Такие конечно моренные образования мощностью 10-20 м на шельфе просматриваются на удалении 100-150 км от современной береговой линии. Петрографический и минералогический состав отложений имеет унаследованный характер от областей ледникового сноса. Бассейново-глинистые отложения, имеющие небольшую мощность (до 10 м) были отложены за краем шельфовых ледников под покровом многолетних льдов в условиях полного отсутствия течений и волновых воздействий. Бассейновые отложения представлены тонкодисперсным материалом без грубых фракций и практически не содержат микрофауну.

2. Шельфовые отложения периода перехода от оледенения к межледниковью, формируемые в условиях деградации ледника при процессах интенсивного таяния и разгрузки грязекаменного моренного материала ледника, айсбергового разноса осадочного вещества, при значительном выносе терригенного материала из-под ледников высоко плотностными потоками талых ледниковых вод, а также под влиянием сезонно-многолетних льдов подразделяются на ледниковые и ледниково-морские отложения. Среди ледниковых отложений выделяются: отложения подледникового вытаивания, подводные зандровые отложения, грязекаменные гравитационные отложения. Ледниково-морские отложения в свою очередь включают: айсберговые, отложения потоков талых вод, ледово-морские, обогащенные крупнообломочным материалом. Они представлены темно-серыми глинисто-песчаными осадками с крайне редкой переотложенной микрофауной.

3. Отложения времени межледниковья (после распада ледниковых покровов) составляют верхний горизонт разреза чехла новейших отложений. Здесь выделяются нормально морские отложения, представленные мелкоалевритовыми илами, мелководно-песчаными, а также эстуарные, фиордовые и ледово-морские отложения. Эти фациальные комплексы содержат богатую фауну.

4. Особенностью ледниково-морского седиментогенеза на арктическом шельфе является широкое распространение гравитационных отложений и отложений суспензионных потоков. В меньшей степени в

разрезах отложений встречаются ледниково-морские осадки, которые известны у берегов Антарктики и Аляски. Тем самым намечается более широкий подход к ледниково-морскому седиментогенезу вообще, и выявляется специфика ледниково-морского седиментогенеза на арктическом шельфе.

5. Отмечаются региональные различия в особенностях ледниково-морского осадконакопления в разных акваториях шельфа Западно-Арктических морей. В частности, в узкой шельфовой зоне Норвегии, где исследователями установлены в основном моренные отложения для стадии максимума распространения оледенения и маломощные толщи для стадии дегляциации.

6. В верхнеплейстоценовой истории развития шельфа Западно-Арктических морей прослеживается направленность потока осадочного вещества из областей мобилизации через шельф в океанские глубины. Основные магистрали потока осадочного вещества на шельфе проходят по тальвегам палеодолин или продольных депрессий, а на внешнем шельфе -по грабен-желобам: Медвежинскому, Зюйдкапскому, Франц-Виктории, Британскому каналу, Святой Анны, Воронина.

По теме диссертации опубликовано более 100 работ, основные из которых следующие:

1. К литологии фиордовых осадков Западного Шпицбергена. - ДАН СССР, 1977, т. 233, № 5, с. 944-947.

2. К моделированию процесса окатывания кварцевых зерен в прибрежной зоне. - Литология и полезные ископаемые, 1978, №5, с. 108111.

3. Влияние эолового сноса на осадконакопление в Баренцевом море. - ДАН СССР, 1979, т. 244, №3, с. 728-730.

4. О биогеологических аспектах проблемы современного прибрежного осадконакопления. - ДАН СССР, 1979, т.249, №6, 1424-1428.

5. К вопросу осадконакопления на шельфе Баренцева моря по результатам изучения окатанности кварцевых зерен. - ДАН СССР, 1980, т.225, № 5, с. 1234-1236.

6. Количественная оценка терригенных включений морского льда в прибрежной зоне Баренцева моря. - ДАН СССР, 1981, т.256, №4, 936-938.

7. Роль водорослей в перемещении и отложении осадочного материала в условиях Мурманского берега Баренцева моря. - Подводные биологические исследования. Апатиты, 1982, с. 57-63.

8. Некоторые особенности концентрации микроэлементов в биогенных карбонатах и донных отложениях Баренцева моря. -

Биогеохимия приатлантических районов океанаюТез. докл. Всес. совещ. М., 1984, с. 88-89.

9. К осадкообразованию на шельфе южной части Баренцева моря. -Геология и геоморфология шельфа и материкового склона, М., Наука, 1985, с. 112-117 (совместно с Алексеевым В.В.).

10. Проблемы четвертичного осадкообразования на шельфе северных морей. - Пробл. четв. палеоэк. и палеогеогр. северных морей. Апатиты, 1987, с. 107.

11. Особенности позднечетвертичной седиментации в Баренцевом море. - Четверт. палеоэкология и палеогеография северных морей. М.: Наука, 1988, с.82-93.

12. Эволюция состава донного каменного материала в осадках Баренцева и Норвежского морей. - Четверт. палеоэкология и палеогеография северных морей. М., Наука,1988, с.124-136 (совместно с Кураленко Н.П.).

13. К вопросу температурного режима донных осадков северных морей. - ДАН СССР, 1988, т.301, №6, с. 1442-1445 (совместно с Любцовым В.В.,Матишовым Г.Г.)

14. К вопросу об эволюции осадконакопления в позднем плейстоцене в Баренцевом и Норвежском морях. - Новейшие отложения и палеогеография северных морей. Апатиты, 1989, с. 17-28 (совместно с Матишовым Г.Г.,Кураленко Н.П., Лаврушиным Ю.А.).

15. Температурные показатели верхнего слоя донных осадков арктических морей Европы. - Новейшие отложения и палеогеография северных морей. Апатиты, 1989, с. 46-50 (совместно с Вистелиус H.A., Любцовым В.В., Самойловичем Ю.Г.).

16. Условия формирования верхнекайнозойских отложений на шельфе полярных морей. - Геол. морей и океанов. - Тез.докл. 9 Всес. школы морской геологии. М., Наука, 1990, с. 120.

17. К вопросу формирования уплотненных отложений древних глин на шельфе северных морей. - Тез. докл. 4 Всес. конф. Апатиты, 1991, с. 8586.

18. On the formation of glacial marine sediments on the Barents Sea shelf. - Arctic Scientific Researches, Lublin, 1991,pp. 307-311.

19. Structure of the Quarter-nary incoherent deposits in the Central Eminence of the Barents Sea. - Arctic Scientific Researches, Lublin, 1991, pp. 297-305 (with I. Gricenko, G. Matishov, I. Pogodina).

20. Особенности позднекайнозойского седиментогенеза в Арктических морях Европы. - Проблемы кайнозойской палеоэкологии и палеогеографии морей CJIO. М., Наука, 1992, с. 34-37.

21. Осадочный терригенный материал пакового льда CJIO и его роль в полярном седиментогенезе. - Геология четвертичных отложений и

новейшая тектоника ледниковых областей Восточной Европы. Апатиты, 1992, с. 11-12.

22. On pleistocene underglacier Flows of thawing of the last glaciation in the Arctic Seas sedimentation. - Geomar Report 15. Kiel, ICP 1Y. 1992, Nr.57, pp.179-180.

23. Moraine complex and certain questions concerning paleoecology of the Treskelen region in the Hornsund Fiord (W. Spitsbergen). - Polar Session Arctic Natural environment problems. Lublin, 1992, pp. 89-96 (with G. Matishov, S. Denisenko, I. Pogodina).

24. Fossil complexes of Bival-ve moluscs with prevalen-ce of Chlamys islandica from coastal moraines of Treskelen area of the Hornsund Fjord (W. Spitsbergen). - Polar Session Arctic Natural environment problems. Lublin, 1992, pp. \0l-l06(with S.Denisenko).

25. Литолого-фаунистические комплексы рыхлых отложений фиорда Хорнсунн Западного Шпицбергена. Апатиты, 1993, 32 с. (совместно с Погодиной И.А., Денисенко С.Г.).

26. Some questions of the Pleisticene sedimentation of the Barents sea shelf. - Polar Symposium, Lublin, 1993, pp. 453-461.

27. Седиментогенез на шельфе Новой Земли и ЗФИ. Апатиты, 1993, 45 с. (совместно с Матишовым Г.Г., Хрусталевьш Ю.П.).

28. Late Weichselian deglaciation and glacimarginal formations in the Murman offshore, the Barents Sea. - XX Polar symposium Man impact on Polar environment. Lublin, Poland, 1993 , pp. 439-440 (with G. Matishov, Yu. Samoilovitch).

29. Особенности современного осадкообразования. - Среда и экосистемы ЗФИ. Апатиты, 1994, с. 18-25 (совместно с Матишовым Г.Г., Алексеевым В.В., Хрусталевьш Ю.П.).

30. Зональность процессов осадконакопления на современных зандрах Шпицбергена. - ДАН, 1994,т. 337, N4, с. 494-496 (совместно с Матишовым Г.Г., Лаврушиным Ю.А.).

31. Quaternary geology of the shelf areas surrounding Franz Josef Land. -Marine Geology, 1994, Vol. 119,pp. 301-304 (with G. Matishov, L. Pavlova, V. Alekseev).

32. Paleohydrographical aspects of Weichselian Land-Sea-Glacier dynamic system in the Barents sea region. - Polar session, Arctic environment research. Lublin, Poland, 1994, pp. 70-73 (with G.Matishov, Ju.Samoilovich)

33. Фораминиферы Баренцева моря (гидробиология и четвертичная палеоэкология). Апатиты, 1994, 136 с. (совместно с Матишовым Г.Г., Корсуном С.А., Погодиной И.А.).

34.0бщая физико-географическая характеристика Новой Земли. -Среда обитания экосистемы Новой Земли. Апатиты, 1995, с. 7-12 (совместно с Мысливцом В.И.).

35. Velleys of the under-glacial flows of glacials in the last glaciation on :he Drents Sea shelf. - International Union for Quaternary research. XIV Int. [NQUA Congress. Berlin, 1995, pp.271-272

36. Sedimentation in areas of pack ice and one Year ice development in the high latidudes of the Arctic region. - 5 International conference on Paleoceanography, Canada, 1995, pp.217-218.

37. The role of oceanic periglacial in the evolution of the Arctic marine scosystem. - Polar Session: Problems of Contem-poraneous and Pleistocene Periglacial Zone, Lublin, 1995, pp. 35-38 (with G.Matishov).

38. Preliminary assessment of new Lake-sediment records from the North-central Kola Peninsula. - 25th Arctic Workshop, Qvebec, 1996, pp. 181182 (with J. Snyder, S. Forman, W.Mode et al.).

39. Процессы и современное осадконакопление на шельфе гляциальных морей: особенности распределения основных типов донных отложений. - Биогеоценозы гляциальных шельфов Западной Арктики, Апатиты, 1996, с. 66-79.

40. Строение толщи голоценовых отложений. - Биогеоценозы гляциальных шельфов Западной Арктики. Апатиты, 1996, с. 80-86.

41. Состав и строение позднекайнозойских отложений: особенности состава верхнеплейстоценовых отложений. -Биогеоценозы гляциальных шельфов Западной Арктики. Апатиты, 1996, с. 93-99.

42. Особенности строения плейстоценовых отложений (по данным морского бурения). - Биогеоценозы гляциальных шельфов Западной Арктики. Апатиты, 1996, с. 100-141 (совместно с Гриценко И. И.).

43. Особенности позднекайнозойского развития гляциальных шельфов в условиях морского перигляциала. Апатиты, 1996. 142-151 (совместно с Матишовым Г.Г.).

44. Современные проблемы морской биологии и ихтиологии в связи с океаническим перигляциалом Арктики. - Монография. Атлантическая треска: биология, экология, промысел. СПб.: Наука, 1996, с. 10-30 (совместно с Матишовым Г.Г., Галактионовым KB, Тимофеевым С.Ф. и др.).

45. Лито динамические процессы в Печорском море. - Экосистемы, биоресурсы и антропогенное загрязнение Печорского моря. Апатиты, 1996, с. 13-18 (совместно с Костиным Д.А., Назимовым В. В., Павловой Л.Г.).

46. Marine Geological investigations of surface sediments in the FranzJosef-Land area and the St.Anna Trough. - Berichte zur Polarforschung, 1996, № 212, pp. 35-49 (with M. Wahsner, G. Ivanov,).

47. Holocene relative sea-level history of Franz Josef Land, Russia. -Geological Society of America Bulletin, 1997, v. 109, no. 9, pp. 1116-1133 (with S. Forman, R. Weihe, D.Lubinski et al.).

48. The specific character of glacier sedimentation in the seas of Western Arctic. - Arctic Natural environment problems. Spitsbergen geographical

expedition. Lublin, 1997, pp. 173-178.

49. Peculiarities of ice sedimentation in the Kara Sea. - XXIY Polar Symposium. Warshaw, 1997, pp. 65-68.

50. Postglacial relative sea-level history: sediment and diatom records of emerged coastal lakes, north-central Kola Peninsula, Russia. - Boreas, 1997, Vol.26, pp. 329-346 (with J.Snyder, S.Forman, W.Mode).

51. Winter Expedition to the Southwestern Kara Sea - Investigations on Formation and Transport of Turbid Sea-Ice. - Berichte zur Polarforschung, 1998, No: 271, pp. 3-40 (with D.Dethleff, P.Loewe et al.).

52. Peculiarities of modern sedimentation in the northeastern Barents Sea and southwestern Kara Sea. - Berichte zur Polarforschung, 1998, No: 287, pp. 55-69 (with R. Stein, M. Wahsner et al).

Текст научной работыДиссертация по геологии, доктора геолого-минералогических наук, Тарасов, Геннадий Антипович, Мурманск

а/ / /

* I 4 * / ^ * ?

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК Мурманский морской биологический институт

На правах рукописи

УДК 551.35:462.32 (985-15)

ТАРАСОВ ГЕННАДИЙ АНТИПОВИЧ

ВЕРХНЕЧЕТВЕРТИЧНЫЙ СЕДИМЕНТОГЕНЕЗ НА ШЕЛЬФЕ ЗАПАДНО - АРКТИЧЕСКИХ

МОРЕЙ

Специальность 04.00.10 - геология океанов и морей

Диссертация на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

СОДЕРЖАНИЕ

ВВЕДЕНИЕ (актуальность работы,цели и задачи исследования, защищаемые положения, научная новизна, практическая значимость, фактический материал и личный вклад автора, публикации и апробация работы, объем диссертации).......................................... 5

Глава 1. ИСТОРИЯ ИЗУЧЕНИЯ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ .... 14

Глава 2. СОСТАВ И СТРОЕНИЕ ВЕРХНЕЧЕТВЕРТИЧНЫХ

ОТЛОЖЕНИЙ.......................................................................... 32

2.1. Мощности четвертичных отложений................................. 32

2.2. Закономерности строения и состава верхнеплейстоценовых отложений.................................................................................... 36

2.3. Особенности строения и вещественного состава плейстоценовых отложений (по данным морского бурения)... 49

2.4. Особенности сейсмостратиграфии новейших

отложений...................................................................................... 131

Глава 3. СОВРЕМЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ

НА ШЕЛЬФЕ ГЛЯЦИАЛЬНЫХ МОРЕЙ............................ 140

3.1. Особенности распределения основных типов

приповерхностных донных осадков........................................ 141

3.1.1. Баренцево море........................................................................................................................................141

3.1.2. Карское море..................................................................................................................152

3.1.3.Внешняя зона Карского и Баренцева морей

(район желоба Святой Анны)........................................................................................................155

3.1.4. Внешняя часть шельфа и материковый склон

Баренцева и Норвежского морей............................................................................................166

3.1.5. Норвежское море..............................................................................................................................................171

3.1.6. Северное море....................................................................................................................................................174

3.2. Строение толщи современных осадков шельфа северных

морей............................................................................................................................................................................................175

3.3. Отложения приледниковой зоны....................................................................................................183

3.4. Формирование современных ледниково-морских

отложений..............................................................................................................................................................................202

3.5. Осадконакопление в фиордах и заливах..............................................................................213

3.6. Ледово-морской седиментогенез............................................................227

Глава 4. ПРОЦЕССЫ СЕДИМЕНТОГЕНЕЗА В УСЛОВИЯХ

ПЛЕЙСТОЦЕНОВОГО ПЕРИГЛЯЦИАЛА..............................................................239

4.1. О характере плейстоценового оледенения и его

дегляциации............................................................................................................................................................................239

4.2. Современные представления о перигляциале

247

4.2.1. Определение "перигляциал" и "перигляциальная

зона".......................................................................................... 247

4.2.2. Определение "морской перигляциал" и

"океанический перигляциал"..................................................... 248

4.3. Подводная вечная мерзлота: распространение,

деградация...................................................................................... 252

4.4. Потоки талых подледниковых вод: каналы стока,

конусы выноса, абиссальные потоки............................................ 259

4.4.1. Вынос осадочного вещества подледниковыми

талыми водами.......................................................................... 260

4.4.2. Каналы стока, подводные долины и врезы............................. 264

4.4.3. Формирование конуса-выноса на

континентальном склоне.......................................................... 273

Глава 5. ОСОБЕННОСТИ ВЕРХНЕЧЕТВЕРТИЧНОГО

ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ И ГЕОЛОГИЯ РАЗВИТИЯ ЗАПАДНО-АРКТИЧЕСКИХ ШЕЛЬФОВ................................. 276

5.1.Общие представления о верхнечетвертичной истории

развития шельфа Западно-Арктических морей..................... 276

5.2. Расположение ледниковых куполов последнего

оледенения..................................................................... 279

5.3. Осадконакопление на шельфе во время последнего

оледенения (ледниково-шельфовый седиментогенез)................ 287

5.4. Осадконакопление на шельфе в стадию деградации

ледника, при переходе от ледниковья к межледниковью.......... 291

5.5. Послеледниковый (голоценовый) седиментогенез................... 295

ЗАКЛЮЧЕНИЕ......................................................................................... 298

ЛИТЕРАТУРА.................................................................................... 305 -341

ВВЕДЕНИЕ

Диссертационная работа выполнена в отделе геологии и химии моря Мурманского морского биологического института Кольского научного центра Российской Академии наук.

Актуальность работы. Познание четвертичной истории развития шельфа Западно-Арктических морей и палеогеографической реконструкции невозможно без детального изучения разрезов донных отложений и рельефа дна гляциальных шельфов. В то же время изучение литологии гляциальных шельфов необходимо для решения важнейших фундаментальных проблем палеоокеанологии и геоэкологии арктических морей. В геологической истории позднего кайнозоя присходили крупные палеоокеанологические изменения, связанные с колебанием уровня моря и с изменением структуры водных масс, в частности, течений, солености морской воды, миграций полярного фронта, изменчивостью режима ледового покрова, распадом ледникового покрова плейстоценовых оледенений и ростом ледников на арктических островах, т.е. с достаточно значительными изменениями климата. В целом многие особенности существования морских экосистем контролируются процессами осадкообразования, в свою очередь, являющимися совокупной функцией многих природных процессов. Поэтому восстановление или модельная реконструкция особенностей седиментогенеза, его геологической истории позволяют выявить причины изменения экосистем. С другой стороны, познание современного седиментогенеза на шельфе арктических морей, особенно в связи с интенсивным промышленным освоением разведанных запасов углеводородного сырья, а также с проектированием подводной прокладки нефте-газотрубопроводов и строительства терминалов

приобретает особую значимость. Знание литологии донных отложений на шельфе Арктических морей имеет важное значение при региональных геолого-съемочных и инженерно-геологических работах.

Верхнечетвертичный седиментогенез как приоритетное научное направление входит во многие программы РАН и ФЦП ("Мировой океан", "Минерально-сырьевой потенциал морей России", "Комплексные исследования океанов и морей Арктики и Антарктики", "Глобальные изменения природной среды и климата" и др.) и ряд зарубежных научных программ-проектов (АМАР, IASC, ICARP, QUEEN и др.), так или иначе диктуемых настоятельной необходимостью лучшего понимания природной системы Арктики в прошлом, настоящем и будущем.

Цели и задачи исследования. Основная цель диссертации - выявить закономерности и особенности ледникового и ледниково-морского седиментогенеза в верхнечетвертичной истории осадочного чехла на шельфе Западно-Арктических морей. В соответствии с этой общей целью отдельные исследовательские задачи включали в себя:

1. Исследование вещественного состава, выделение основных типов и выявление пространственного распределения плейстоцен-голоценовых отложений на акваториях Западно-Арктических морей.

2. Выяснение основных закономерностей мобилизации осадочного вещества на водосборных пространствах, его поступление и аккумуляция на шельфе, а также транзита потока осадочного вещества через шельф в абиссальную зону Арктического бассейна.

3. Оценку роли гляциальных и перигляциальных процессов и явлений в формировании осадочного покрова на шельфе и за его пределами.

4. Обоснование ведущей роли высокоплотностных потоков подледниковых талых вод в общем балансе осадочного вещества на шельф в плейстоцене.

5. Реконструкцию палеогеографической обстановки шельфа Западно-Арктических морей (18-20 ООО л.н.).

Защищаемые положения.

1. Во время максимума последнего оледенения на большей части территории шельфа господствовало континентальное оледенение. И лишь только в наиболее глубоководных частях шельфа могло происходить накопление бассейново-подледниковых осадков. В пределах континентального склона формировались мощные толщи подводных конусов выноса, а в прилегающей части океана получило развитие осадконакопление айсбергового типа.

2. Наиболее ярким и широко распространенным образованием, похожим на ледниковые отложения, являются подводные терригенные осадки, образованные за счет сползания грязе-каменного материала при дегляциации ледника последнего оледенения или же при таянии шельфового ледника. Эти насыпи рыхлых толщ ледниково-морского генезиса являются результатом разгрузки на дно оттаявшего моренного материала и накопления с подледными потоками талых ледниковых вод.

3. Особенностью ледниково-морского осадконакопления на арктическом шельфе является широкое распространение гравитационных отложений и отложений суспензионных потоков. В меньшей степени в разрезах новейших отложений встречаются ледниково-морские осадки, которые известны у берегов Антарктики и Аляски. Тем самым намечается более широкий подход к ледниково-морскому седиментогенезу вообще и выявляется спцифика ледниково-морского седиментогенеза на арктическом шельфе.

4. Установлены региональные различия в особенностях ледниково-морского осадконакопления в разных акваториях шельфа Западно-Арктических морей. В частности, в узкой шельфовой зоне Норвегии, а

также в мелководных прибрежных районах Баренцева моря, где исследователями установлены в основном моренные отложения для стадии максимума распространения оледенения и маломощные толщи в стадии дегляциации.

5. В послеледниковое время происходило становление современной гидродинамики акватории Западно-Арктических морей и современного осадконакопления. Значительную роль в Норвежском море и в южной половине Баренцева моря стало играть теплое течение Гольфстрим, с которым связано проникновение в Арктические широты бореальной фауны и установление нормального морского осадконакопления. На севере Баренцева моря особенно активную роль оказало холодное Западно-Шпицбергенское течение, с которым связан вынос огромных массивов пакового льда и с ними же связаны некоторые особенности современного ледового седиментогенеза. В толще послеледниковых отложений устанавливается неодинаковое распространение крупнообломочного материала. Наименьшее количество гравийно-галечного материала морского разноса связывается с климатическим оптимумом. Позднее роль ледового разноса увеличилась, что показывает на общее похолодание климата.

Научная новизна:

- в работе с большой детальностью изучены комплексы донных осадков и дана качественно новая литологическая информация, позволяющая составить достаточно полное научное представление о вещественном составе, строении, типах и закономерностях распределения верхнеплейстоценовых отложений на шельфе Западно-Арктических морей;

- решена проблема и доказано формирование основных масс верхнеплейстоценовых ледниково-морских отложений в генетической

связи с природными процессами в гляциальной и перигляциальной обстановках;

- существенно уточнена граница последнего оледенения на шельфе Западно-Арктических окраинных морей и показано соотношение гляциального и перигляциального седиментогенеза этого времени, а также области распространения вечной мерзлоты на шельфе;

- впервые показаны особенности роли потоков подледниковых талых вод в период дегляциации последнего оледенения в формировании основных масс ледниково-морских отложений на шельфе и за континентальным склоном в абиссали Арктического бассейна;

- показана и обоснована определяющая роль ледового седиментогенеза в высокоширотных областях Арктических морей в формировании современных отложений;

- разработано концептуальное положение об использовании данных строения разрезов осадочной толщи для распознавания характера климатических колебаний и экологической обстановки в регионе.

Практическая значимость. Результаты, основные положения диссертации и разработанные приемы по строению и распределению основных типов современных отложений вошли в ОВОС по проектированию прокладки трубопроводов Штокмановского газоконденсатного месторождения; при освоении прибрежного промысла в рыбном хозяйстве и нетрадиционных видов морского промысла; при составлении палеогеографических карт и при проведении геоэкологических прогнозов.

Палеогеографические построения и литологические разрезы имеют важную научную значимость для решения теоретических, прикладных задач литологии, общей теории арктического седиментогенеза, более глубокого понимания процессов морского перигляциала и открывают

возможности выяснения палеоэкологической ситуации на шельфе Западно-Арктических морей.

Фактический материал и личный вклад автора. В основу диссертации положены материалы, полученные в Мурманском морском биологическом институте с борта научно-исследовательских судов "Дальние Зеленцы" (рейсы 13, 20, 22, 27, 32, 38, 48, 50, 68, 80), "Помор" (рейсы 49, 54, 57,60), "Вс.Березкин" (рейс 77), "Акад.Голицын" (рейс 80)(более 1000 грунтовых колонок, рис. 1) и во время многочисленных морских и береговых экспедиций, организованных и проведенных под руководством автора в течение 1982-1995 гг. на шельфе Баренцева, Карского, Норвежского, Гренландского и Северного морей, а также в Северном Ледовитом океане - в составе международной экспедиции на НИЛ "Поларштерн" в 1991 г. В диссертацию вошли результаты обработки материалов, собранных автором на арктических ахипелагах: Шпицберген, Земля Франца-Иосифа, Новая Земля, а также береговых исследований Севера Кольского полуострова, Канино-Тиманского берега, о-ов Колгуев и Вайгач, п-ва Ямал. Исследовался керновый материал морского бурения в Баренцовом и Карском морях с борта бурового судна "Бавенит" (ГП АМИГЭ), любезно предоставленный автору Р.Б.Крапивнером, И.И.Гриценко,

В.Н.Бондаревым (10 скважин). Камеральная обработка материалов и литологические построения выполнены лично автором. Для общей характеристики строения позднекайнозойских отложений привлекались материалы непрерывного сейсмоакустического профилирования, выполненные в ГП АМИГЭ, а также материалы космических и аэрофотосъемок.

Личный вклад автора выразился: в первичном литологическом описании разрезов донных осадков и береговых обнажений в экспедициях; в выполнении большинства гранулометрических, морфометрических,

СХЕМА ИЗУЧЕННОСТИ ДОННЫХ ОТЛОЖЕНИЙ ( 1982 - 1995)

точки отбора донных отложений О) скважины морского бурения А береговые геолого-геоморфологические работы

Рис. 1. Карта фактического материала

текстурных анализов; в разработке многих положений, в теоретическом обобщении результатов полевых и лабораторно-камеральных исследований, в формулировке и доказательстве всех положений, изложенных в разделе "новизна работы".

Публикации и апробация работы. По теме диссертации опубликовано более 100 работ (48 в соавторстве), из них 23 работы в иностранных изданиях. Основные положения освещены в 4 коллективных монографиях.

Основные положения диссертационной работы докладывались на "Всесоюзной Школе морской геологии" (Геленджик, 1984,1986,1992, 1995; Москва,1997), на 1-ой Всесоюзной школе "Стратиграфия и литология мезозойско-кайнозойского осадочного чехла Мирового океана" (Одесса, 1984), на 2-ой Всесоюзной конференции "Географические проблемы изучения и освоения Арктических морей" (Мурманск, 1986); на Всесоюзной конференции "Биоседиментация в морях и океанах" (Теберда, 1983), на Всесоюзных конференциях "Проблемы четвертичной палеоэкологии и палеогеографии морей Северного Ледовитого океана" (Мурманск, 1985, 1987, 1989, 1991, 1994, 1996), на 3-ем Съезде океанологов (Ленинград, 1989), на 4-ой Международной конференции "Проблемы палеоокеанографии" (Германия, Киль, 1992), на 2-ой Международной конференции "Освоение шельфа арктических морей России" (Санкт-Петербург, 1995), на "Полярной сессии Люблинского университета" (Польша,Люблин, 1991,1993,1994, 1996, 1997), на Международной конференции "Биологические процессы и эволюция морских экосистем в условиях морского перигляциала" (Мурманск, 1996).

Объем работы. Диссертация состоит из введения, пяти глав, заключения общим объемом 340 маш. страниц, включая 82 рисунка (разрезы, графики, картосхемы, фотографии), 32 таблиц и списка

литературы из 360 наименований, в том числе 109 на иностранных языках.

Автор выражает глубокую благодарность научному консультанту, вдохновителю данной работы профессору, академику Г.Г.Матишову, а также академику А.П.Лисицыну и член-корреспонденту РАН П.П.Тимофееву за внимание, доброжелательность и важные рекомендации. За к